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Full text of "Zitteliana"

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Zitteliana 

Abhandlungen  der  Bayerischen  Staatssammlung  für  Paläontologie 

und  historische  Geologie 


10 


2.  SYMPOSIUM  KREIDE 
München  1982 


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10 


2.  Symposium  Kreide 


723  Seiten 


München,  I.Juli  1983 


ISSN  0373-9627 


Zitteliana 

Abhandlungen  der  Bayerischen  Staatssammlung  für  Paläontologie 
und  historische  Geologie 


10 


2.  SYMPOSIUM  KREIDE 
MÜNCHEN  1982 


MÜNCHEN  1983 


Zitteliana 

10 

2.  Symposium  Kreide 

723  Seiten 

München,  I.Juli  1983 

ISSN  0373-9627 

Gedruckt  mit  Unterstützung  der 
Deutschen  Forschungsgemeinschaft 

und  der 
Alexander  von  Humboldt-Stiftung 

Herausgegeben  von  Prof.  Dr.  Dietrich  Herm, 

Bayerische  Staatssammlung  für  Paläontologie 

und  historische  Geologie,  München 

Redaktion:  Dr.  Peter  Wellnhofer, 
Dr.  Harald  Immel,  Dr.  Reinhard  Förster 

ISSN  0373-9627 


Gesamtherstellung:  Druck-  und  Verlagsanstalt  Gebr.  Geiselberger,  Altötting 


VORWORT  DES  HERAUSGEBERS 


Vom  1.-7.  Juni  1982  fand  in  München  unter  starker  inter- 
nationaler Beteiligung  das  2.  Symposium  Kreide  statt.  Die 
Kreide-Subkommission  der  Stratigraphischen  Kommission 
der  BRD  hatte  hierzu  eingeladen. 

In  den  vier  Jahren  seit  dem  1 .  Symposium  Deutsche  Kreide 
in  Münster  1978  wurden  zahlreiche  Arbeiten  abgeschlossen, 
neue  Projekte  wurden  begonnen  und  die  internationale  Kor- 
relationsforschung hat  in  zahlreichen  Arbeitsgruppen  wich- 
tige Fortschritte  erzielt. 

Während  in  Münster  bereits  besonderes  Gewicht  auf  die 
Korrelation  zwischen  Boreal  und  Tethys  innerhalb  Mitteleu- 
ropas gelegt  wurde,  sollte  nun  noch  weiter  ausgegriffen  wer- 
den und  der  gesamte  europäische  Tethysraum  vom  Kaukasus 
bis  Iberien  mit  erfaßt  werden  sowie  der  Anschluß  an  die  Süd- 
tethys  in  Nordafrika  gesucht  werden. 

Es  war  beabsichtigt,  durch  Referate  und  Diskussionsrun- 
den die  multistratigraphische  Korrelation  voranzutreiben, 
um  mit  verschiedenen  Fossilgruppen  eine  noch  feinere  bio- 
stratigraphische  Zonierung  zu  erreichen  und  die  Ost-West- 
Korrelation  zu  perfektionieren  sowie  die  bestehenden  Pro- 
bleme in  der  Nord-Süd-Korrelation  zu  überwinden. 

Der  Behandlung  paläo-geographischer  Entwicklung  ein- 
zelner Gebiete  unter  Einschluß  des  Paläoklima  wurde  breiter 
Raum  geboten.  (Vergl.:  Abstracts,  2.  Symposium  Kreide 
München  1 982 .  -  96  S. ,  Institut  für  Paläontologie  und  histori- 
sche Geologie,  München). 

Es  war  uns  eine  Freude,  einer  großen  Zahl  von  Kollegen  auf 
vier  je  zweitägigen  Exkursionen  die  Entwicklung  der  nord- 
bayerischen Kreide  und  der  Kreide  der  Nördlichen  Kalkalpen 
und  ihres  Vorlandes  in  ausgewählten  Profilen  zeigen  zu  kön- 
nen. (Vergl.:  Exkursionsführer,  2.  Symposium  Kreide,  Mün- 
chen, 1982.  -292  S.,  78  Abb.,  Institut  für  Paläontologie  und 
historische  Geologie,  München). 

Dem  Beispiel  des  1 .  Symposium  Münster  1 978  folgend,  die 
wissenschaftlichen  Beiträge  in  einem  Sammelband  herauszu- 
geben (WiEDMANN,  J.  [Herausgeber],  1979:  Aspekte  der 
Kreide  Europas.  -  Intern.  Union  Geol.  Sciences,  Ser.  A,  6, 
680  S.,  182  Abb.,  43  Tab.,  33  Taf.,  [Schweizerbart]  Stutt- 
gart), sollen  auch  diesmal  die  Beiträge  in  einem  Symposiums- 
band vorgelegt  werden. 

Die  Fülle  und  das  breite  Spektrum  der  dargebotenen  The- 
men macht  eine  Gliederung  notwendig. 

Die  erste  Gruppierung  mit  21  Artikeln  ist  regional  abge- 
grenzten Gebieten  gewidmet,  in  denen  die  paläogeographi- 
schen  Konstellationen  und  die  geodynamischen  Entwicklun- 
gen aufgezeigt  werden.  Es  beginnt  im  hohen  Norden  mit 
Nordgrönland,  bringt  Beispiele  aus  Mittel-  sowie  West-  und 
Osteuropa,  es  folgen  die  Nordalpen,  die  Karpaten  und  die 
Dinariden.  Darstellungen  von  Kreide-Entwicklungen  aus 
dem  iberischen  Bereich  und  dem  tethysbeeinflußten  Nord- 
afrika sowie  aus  der  Kreide  Brasiliens  schließen  sich  an. 


Eine  2.  Reihe  mit  15  Beiträgen  beschäftigt  sich  mit  der  ver- 
gleichenden Paläobiogeographie,  wobei  besonders  die  Kli- 
maentwicklung in  der  Kreide  herausgearbeitet  wurde. 

Ein  wichtiger  Schwerpunkt  des  Symposiums  war  die  Dis- 
kussion der  biostratigraphischen  Korrelation;  hierzu  konnten 
bedeutende  neue  Ergebnisse,  insbesondere  aus  der  multistra- 
tigraphischen  Forschung  in  20  Artikeln  vorgelegt  werden. 
Fast  alle  Stufen  der  Kreide  vom  Berrias  bis  zu  Kreide/Ter- 
tiär-Grenze werden  behandelt.  Ergebnisse  aus  der  Arbeit  ei- 
niger Kommissionen  werden  vorgestellt.  Besonderer  Wert 
wurde  auf  synoptische  Darstellungen  gelegt,  um  weitrei- 
chende mehrere  Faunenprovinzen  überspannende  Korrela- 
tionen aufzuzeigen. 

Schließlich  behandeln  6  Artikel  taxonomische  und  phylo- 
genetische Probleme  stratigraphisch  wichtiger  Fossilgrup- 
pen. 

Naturgemäß  ist  die  Ausgestaltung  der  Beiträge  sehr  unter- 
schiedlich; manche  lassen  noch  den  Stil  eines  Referates  erken- 
nen, kurze  Mitteilungen  wechseln  mit  längeren  Abhandlun- 
gen. Es  wird  so  die  ganze  schillernde  Vielfalt  eines  solchen  in- 
ternationalen Symposiums  spürbar.  Die  Manuskripte  wurden 
redaktionell  nur  wenig  überarbeitet.  Die  Autoren  sind  nicht 
nur  für  den  Inhalt,  sondern  auch  für  Stil  und  Ausstattung  ih- 
rer Artikel  verantwortlich. 

Wir  hoffen,  daß  die  gesammelten  Beiträge  einen  reprä- 
sentativen Ausschnitt  aus  der  modernen  Kreideforschung 
darstellen  und  zur  verstärkten  internationalen  Zusammenar- 
beit anregen.  Möge  dieser  Band  eine  Art  Nachschlagewerk 
sein.  Er  bietet  Informationen  über  paläogeographische-geo- 
dynamische  Entwicklungen  in  der  Zeit  des  Umbruchs  vom 
Mesozoikum  zur  Neuzeit  aus  den  Aufbruchszonen  des  At- 
lantiks und  aus  alpidischen  Bereichen.  Weitreichende  biostra- 
tigraphische  Korrelationen  werden  dargestellt  und  Differen- 
zierungen im  paläobiogeographischen  Bild  erörtert. 

Mein  herzlicher  Dank  gilt  den  Kollegen  Dr.  R.  Förster, 
Dr.  H.  Immel  und  Dr.  P.  Wellnhofer  für  die  redaktionelle 
Arbeit. 

Die  Drucklegung  dieses  Bandes  wurde  ermöglicht  durch 
fmanzielle  Zuwendungen  der  Deutschen  Forschungsgemein- 
schaft, des  Bayerischen  Staatsministeriums  für  Unterricht 
und  Kultus  und  der  Alexander  von  Humboldt-Stiftung. 

Hierfür  sind  wir  zu  großem  Dank  verpflichtet. 


München,  Dezember  1982 


Dietrich  Herm 

Vorsitzender  der  Kreide-Subkommission 

der  stratigraphischen  Kommission  der  BRD 


INHALT 


REGIONALE  BEITRÄGE  ZUR  PALÄOGEOGRAPHIE 
UND  GEODYNAMIK 

BiRKELUND,  T.  &  Häkansson,  E.:  The  Cretaceous  of 
North  Greenland  -  a  stratigraphic  and  biogeographi- 
cal  analysis   7 

MoRTiMORE,  R.  N.:  The  stratigraphy  and  Sedimentation 
of  theTuronian-Campanian  in  the  Southern  Province 
of  England   17 

Hiss,  M. :  Biostratigraphie  der  Kreide-Basisschichten  am 
Haarstrang  (SE-Westfalen)  zwischen  Unna  und 
Möhnesee 43 

Marek,  S.:  Epikontinentale  Unterkreide- Ablagerungen 
in  Polen    55 

Marcinowski,  R.  &  Radwanski,  A.:  The  Mid-Creta- 
ceous  transgression  onto  the  Central  Polish  Uplands 
(marginal  partof  the  Central  European  Basin)    ...  65 

Pozaryska,  K.  &  WiTWiCKA,  E. :  Stratigraphic  studies  on 
the  Upper  Cretaceous  in  Central  Poland 97 

Naidin,  D.  P.  :  Late  Cretaceous  transgressions  and  re- 
gressions  on  the  Russian  Platform    107 

Yang  Heng-Ren,  Tang  Tian-Fu,  Lan  Xiu,  Hu  Lan- 
YrNG,  Yu  Cong-Liu,  Zhang  Yi-Yong,  Zhong  Shi- 
Lan  &  Wei  Jing-Ming:  A  preliminary  study  of  the 
Upper  Cretaceous  of  the  Western  Tarim  Basin  (South 
Xinjiang,  China)  with  special  reference  to  its  trans- 
gressions      115 

Forster,  R.,  Meyer,  R.  &  Risch  H.:  Ammoniten  und 
planktonische  Foraminiferen  aus  den  Eibrunner  Mer- 
geln (Regensburger  Kreide,  Nordostbayern)   ...   123 

Risch,  H.:  Zur  Mikrobiostratigraphie  der  Regensburger 
Kreide 143 

Gaupp,  R.:  Die  paläogeographische  Bedeutung  der 
Konglomerate  in  den  Losensteiner  Schichten  (Alb, 
Nördliche  Kalkalpen)  155 

Salaj,  J.  &  Began,  A.:  Senonian  to  Paleogene  palaeo- 
geographic  and  tectonic  development  of  the  Myjavskä 
Pahorkatina  Upland  (West  Carpathians,  Czechoslo- 
vakia)    1 73 

CzABALAY,  L.:  Faunen  des  Senons  im  Bakony-Gebirge 
und  ihre  Beziehungen  zu  den  Senon-Faunen  der 
Ostalpen  und  anderer  Gebiete    183 

PleniCar,  M.  &  Premru,  U.  :  Die  Entwicklung  der  Krei- 
deschichten Sloweniens  (NW  Jugoslawien)    ....    191 

Pavlovec,  R.  &  PleniCar,  M.:  Der  ältere  Teil  der  Li- 
burnischen  Formation  in  den  NW-Dinariden    ..    195 

TiSljar,  J.,  VeliC,  I.  &  SoKAC,  B. :  Flachwasserkarbonate 
der  Unterkreide  im  dinarischen  Karstgebiet  entlang 
der  jugoslawischen  Adriaküste 201 

Wiedmann,  J.,  Reitner,  J.,  Engeser,  T.  &  Schwentke, 
W.:  Plattentektonik,  Fazies-  und  Subsidenzge- 
schichte  des  baskokantabrischen  Kontinentalrandes 
während  Kreide  und  Alttertiär 207 


Vilas,  L.,  Alonso,  A.,  Arias,  C,  Garcia,  A.,  Mas,  J. 
R.,  Rincon,  R.  &  Melendez,  N.  :  The  Cretaceous  of 
the  Southwestern  Iberian  Ranges  (Spain)    245 

Buroilet,  P.  f.,  Memmi,  L.  &  M'Rabet,  A.:  LeCretace 
inferieur  de  Tunisie  -  Apercu  stratigraphique  et  sedi- 
mentologique 255 

AsMUS,  H.  E.  &  Campos,  D.  A.  :  Stratigraphic  division  of 
the  Brazilian  Continental  margin  and  its  paleogeogra- 
phicsignificance    265 

Brito,  I.  M.  &  Campos,  D.  A.  :  The  Brazilian  Cretaceous 
277 


faunenvergesellschaftungen, 
paläobiogeographie,  klimazeugen 

Kelly,  S.  R.  A.  :  Boreal  influence  on  English  Ryazanian 
Bivalves    285 

Mljtterlose,  J.,  Schmid,  f.  &  Spaeth,  Chr.:  Zur  Paläo- 
biogeographie von  Belemniten  der  Unter-Kreide  in 
NW-Europa    293 

PoiGNANT,  A.-F.:  Les  Algues  cretacees  (Barremien  ä 
Coniacien)   309 

Damotte,  R.  :  Les  Ostracodes  du  Cenomanien  et  du  Tu- 
ronien  des  regions  stratotypiques.  Relations  avec  les 
faunes  mesogeennes    313 

Voigt,  E.:  Zur  Biogeographie  der  europäischen  Ober- 
kreide-Bryozoenfauna    317 

Sladen,  C.  P.:  Trends  in  Early  Cretaceous  clay  minera- 
logy  in  NW  Europe 349 

Kemper,  E.:  Über  Kalt-  und  Warmzeiten  der  Unter- 
kreide    359 

Kemper,  E.  &  Weiss,  W.:  Synchrone  Kaltwasser-Abla- 
gerungen: Die  Grenzschichten  Cenoman-Turon  in 
Mittel-  und  Nordeuropa  und  bei  Regensburg  (Süd- 
deutschland)     371 

Kotetichvili,  e.V.:  Sur  la  paleozoogeographie  des  bas- 
sins  eocretaces  du  Caucase    375 

Akimetz,  V.  S.,  Benjamovsky,  V.  N.,  Kopaevich,  L.  F. 
&  Naidin,  D.  P.:  The  Campanian  of  the  European 
palaeobiogeographical  region 387 

LiN  Qi-Bin:  Cretaceous  succession  of  insect  assemblages 
in  China    393 

Ye  Chun-Hui:  Non-marine  Ostracod  biogeographical 
regions  ofthe  early  Cretaceous  in  China   395 

Crame,  J.  A.  :  Lower  Cretaceous  bivalve  biostratigraphy 
of  Antarctica    399 

Thomson,  M.  R.  A.:  "European"  ammonites  in  the  Lo- 
wer Cretaceous  of  Antarctica  407 

Klinger,  H.  C.  &  Wiedmann,  J.:  Palaeobiogeographic 
affinities  of  Upper  Cretaceous  ammonites  of 
Northern  Germany 413 


BIOSTRATIGRAPHIE   UND    KORRELATIONSPRO- 
BLEME 

Zeiss,  A.:  Zur  Frage  der  Äquivalenz  der  Stufen  Ti- 
thon/Berrias/Wolga/Portland  in  Eurasien  und  Ame- 
rika. Ein  Beitrag  zur  Klärung  der  weltweiten  Korrela- 
tion der  Jura-/Kreide-Grenzschichten  im  marinen 
Bereich 427 

Sasonova,  LG.  &Sasonov,  N.  T.  :  TheBerriasianof  the 
European  realm  439 

Hoedemaker,  P.  J.  :  Reconsideration  of  the  stratigra- 
phic  Position  of  the  boundary  between  the  Berriasian 
and  theNemausian(=  Valanginian  sensu  stricto)  447 

GoRBACHiK,  T.  N.  &  KuzNETsovA,  K.  L:  Jurassic  and 
Early  Cretaceous  planktonic  foraminifera  (Favuselü- 
dae).  Stratigraphy  and  paleobiogeography   459 

VaSiCek,  Z.,  Michalik,  J.  &  Borza,  K.:  To  the  "Neo- 
comian"  biostratigraphy  in  the  Krizna-Nappe  of  the 
Sträzovske  Vrchy  Mountains  (Northwestern  Central 
Carpathians)    467 

Velic,  L  &SokaC,  B.:  Stratigraphy  of  the  Lower  Creta- 
ceous index  fossils  in  the  Karst  Dinarides  (Yugoslavia) 
485 

Rawson,  P.  f.  :  The  Valanginian  to  Aptian  stages  -  cur- 
rentdefinitions  and  outstanding  Problems    493 

Kakabadze,  M.  V. :  On  the  Hauterivian-Barremian  cor- 
relation  between  the  South  of  the  USSR  and  certain 
Southern  and  Northern  regionsofEurope    501 

Avram,  E.:  Barremian  ammonite  zonation  in  the  Carpa- 
thian  area    509 

Morter,  A.  A.  &  Wood,  C.  J.:  The  biostratigraphy  of 
Upper  Albian  -  Lower  Cenomanian  Aucellmu  in  Eu- 
rope    515 

Ernst,  G.,  Schmid,  F.  &  Seibertz,  E.:  Event-Stratigra- 
phie  im  Cenoman  und  Turon  von  NW-Deutschland 
531 

Weidich,  K.  F.,  Schwerd,  K.  &  Immel,  H.:  Das  Helve- 
tikum-Profil  im  Steinbruch  ,,An  der  Schanz"  bei 
Burgberg/Allgäu.  Lithologie,  Stratigraphie  und  Ma- 
krofauna    555 

Per'it,  D.:  Planktonic  foraminiferal  zonation  of  Mid- 
Cretaceous  of  the  Annopol  Anticline  (Central-Po- 
land)  575 

RoBASZYNSKi,  F.:  Conclusions  to  the  Colloquium  on  the 
Turonian  stage:  Integrated  biostratigraphic  chartsand 
facies  maps  (France  and  adjacent  areas)    585 


Salaj,  J.  &  GaSparikova,  V.:  Turonian  and  Coniacian 
microbiostratigraphy  of  the  Tethys  regions  on  the  ba- 
sisof  foraminifera  and  nannofossils 595 

Bellier,  J.-P.,  Caron,  M.,  Donze,  P.,  Herm,  D.,  Maa- 
MOURi,  A.-L.  &  Salaj,  J.:  Le  Campanien  sommital  et 
le  Maastrichtien  de  la  coupe  du  Kef  (Tunisie  septen- 
trionale):  zonation  sur  la  base  des  Foraminiferes 
planctoniques    609 

Hagn,  H.  &  Herm,  D.:  Die  Foraminiferen  der  Inocera- 
men-Mergel  (Buntmergelserie,  Ultrahelvetikum,  Un- 
ter-Maastricht) des  Moos-Grabens  SE  Siegsdorf 
(Oberbayern) 613 

Cepek,  P.:  Kalzitisches  Nannoplankton  der  Inocera- 
men-Mergel  (Buntmergelserie,  Ultrahelvetikum,  Un- 
ter-Maastricht) des  Moos-Grabens  SE  Siegsdorf- 
(Oberbayem) 637 

Schulz,  M.-G.  &  Schmid,  F. :  Die  Belemniten  der  Inoce- 
ramen-Mergel  (Buntmergelserie,  Ultrahelvetikum, 
Unter-Maastricht)  des  Moos-Grabens  SE  Siegsdorf 
(Oberbayern)  und  ihre  stratigraphische  Bedeutung 
653 

Lamolda,  M.  A.,  Orue-Etxebarria,  X.  &  Proto-Deci- 
ma,  f.:  The  Cretaceous-Tertiary  boundary  in  Sope- 
lana  (Biscay,  Basque  Country) 663 


PALÄONTOLOGIE:    TAXONOMIE    UND    PHYLO- 
GENIE 

Caron,  M.:  La  speciation  chez  les  Foraminiferes  planc- 
tiques:  une  reponse  adaptee  aux  contraintes  de  l'envi- 
ronnement   671 

Caron,  M.:  Taxonomie  et  phylogenie  de  la  famille  des 
Globotruncanidae 677 

Robaszynski,  f.:  Project  of  an  atlas  of  Late  Cretaceous 
Globotruncanids.  (Results  of  the  European  Wor- 
king-Groupon  planktonic  foraminifera)    683 

Dhondt,  A.  V.:  Campanian  and  Maastrichtian  Inoce- 
ramids :  A  review  689 

Kvantaliani,  I.  V. :  On  the  systematic  position  of  the 
Early  Cretaceous  Mathoceratinae  Casey  (Ammonoi- 
dea) 703 

Schulz,  M.-G.:  Die  Echinodermen  der  Inoceramen- 
Mergel  (Buntmergelserie,  Ultrahelvetikum,  Unter- 
Maastricht) des  Moos-Grabens  SE  Siegsdorf  (Ober- 
bayern)    715 


VERZEICHNIS  DER  AUTOREN 


Alonso,  A 245 

Akimetz,  V.  S 387 

Arias,  C 245 

Asmus,  H.  E 265 

AvRAM,  E 509 

Began,  A 1 73 

Bellier,  J.-P 609 

Benjamovski,  V.  N 387 

BiRKELUND,  T 7 

BoRZA,  K 467 

Brito,  I.  M 277 

BUROLLET,  P.  F 255 

Campos,  D.  A 265, 277 

Caron,  M 609,  671,  677 

Cepek,  P 637 

Crame,  J.  A 399 

Czabalay,  L 183 

Damotte,  R 313 

Dhondt,  A.  V 689 

DoNZE,  P 609 

Engeser,  T 207 

Ernst,  G 531 

Förster,  R 123 

Garcia,  A 245 

GaSparikova,  V 595 

Gaupp,  R 155 

gorbachik,  t.  n 459 

Hagn,  H 613 

HAkansson,  E 7 

Herm,  D 609,  613 

Hiss.M 43 

Hoedemaeker,  P.  J 447 

HuLan-Ying  115 

Immel,  H 555 

Kakabadze,  M.  V 501 

Kelly,  S.  R.  A 285 

Kemper,  E 359,  371 

Klinger,  H.  C 413 

KoPAEVicH,  L.  F 387 

kotetichvili,  e.  v 375 

kuznetsova,  k.  1 459 

kvantaliani,  i.  v 703 

Lamolda,  M.  A 663 

LanXiu 115 

LiN  Qi-BiN    393 

Maamouri,  A.-L 609 

Marcinowski,  R 65 

Marek,  S 55 

Mas,  J.  R 245 

Melendez,  N 245 

Memmi,  L 255 


Meyer,  R 123 

Michalik,  J 467 

Morter,  A.  A 515 

mortimore,  r 27 

Mutterlose,  J 293 

Naidin,  D.  P 107, 387 

Orue-Etxebarria,  X 663 

Pavlovec,  R 195 

Peryt,  D 575 

PleniCar,  M 191, 195 

poignant,  a.-f 309 

pozaryska,  k 97 

Premru,  U 191 

Proto-Decima,  F 663 

Rabet,  A.  M' 255 

Radwanski,  A 65 

Rawson,  P.  F 493 

Reitner,  J 207 

Rincon,  R 245 

RiscH,  H 123,  143 

Robaszy-nski,  F 585,  683 

Sala],  J 173,  595,  609 

Sasonov,  N.  T 439 

Sasonova,  lg 439 

ScHMiD,F 293,531,653 

Schwentke,  W 207 

Schwerd,  K 555 

Schulz,  M.-G 653,  715 

Seibertz,  E 531 

Sladen,  C.  P 349 

SokaC,  B 201,485 

Spaeth,  ehr 293 

Tang  Tian-Fu 115 

Thomson,  M.  R.  A 407 

TiSLJAR,  J 201 

VaSICek,  Z 467 

VeliC,  1 201,  485 

ViLAS,  L 245 

Voigt,  E 317 

Wei  JiNG-MiNG 115 

Weidich,  K.  F 555 

Weiss,  W 371 

Wiedmann,  J 207,  413 

WiTWICKA,  E 97 

Wood,  C.  J.    515 

Yang  Heng-Ren    115 

Ye  Chun-Hui  395 

Yu  Cong-Liu   115 

Zeiss,  A 427 

ZhangYi-Yong  115 

Zhong  Shi-Lan    115 


Zitteliana 

10 

7-25 

München,  I.Juli  19S3 

ISSN  0373 -9627 

The  Cretaceous  of  North  Greenland  -  a  stratigraphic  and 

biogeographical  analysis 


By 
TOVE  BIRKELUND  &  ECKART  HÄKANSSON'- ) 

With  6  text  figures  and  3  plates 

ABSTRACT 


Mapping  of  the  Wandel  Sea  Basin  (81-84°N)  has  revealed 
an  unusually  complete  Late  Jurassic  to  Cretaceous  sequence 
in  the  extreme  Arctic.  The  Cretaceous  partof  the  sequence  in- 
cludes  marine  Ryazanian,  Valanginian,  Aptian,  Albian,  Tu- 
ronian  and  Coniacian  deposits,  as  well  as  outliers  of  marine 
Santonian  in  a  major  fault  zone  (the  Härder  Fjord  Fault  Zone) 
westof  the  main  basin.  Non-marine  ?Hauterivian-Barremian 
and  Late  Cretaceous  deposits  are  also  present  in  addition  to 
Late  Cretaceous  volcanics. 

An  integrated  dinoflagellate-ammonite-5«c/7M  stratigra- 
phy  of  the  Jurassic  to  Early  Valanginian  part  of  the  sequence 
shows  that  the  Early  Cretaceous  dinoflagellate  assemblage 
appeared  later  in  the  Wandel  Sea  Basin  than  further  south,  and 
that  a  discrete  "Jurassic"  dinoflagellate  assemblage  existed  for 
some  time  in  the  Early  Cretaceous,  unaffected  by  the  general 
turnover  at  the  Jurassic-Cretaceous  boundary. 

Ammonite  occurrences  show  interesting  palaeobiogeogra- 
phical  trends.  Ryazanian- Valanginian  ammonite  faunas  (Bo- 


realites,  Peregrinoceras,  Neotollia,  Polyptychites,  Astieripty- 
chites)  are  Boreal  and  Sub-Boreal,  related  to  forms  primarily 
known  from  circum-arctic  regions  (Sverdrup  Basin,  Svalbard, 
Northern  and  Western  Siberia),  but  they  also  have  affinities  to 
occurrences  as  far  south  as  Transcaspia.  The  Early  Albian 
contains  a  mixing  of  forms  belonging  to  different  faunal  pro- 
vinces  (e.  g.  Freboldiceras,  Leymeriella,  Arahoplites),  linking 
North  Pacific,  Atlantic,  Boreal/Russian  platform  and  Trans- 
caspian  faunas  nicely  together.  Endemie  Turonian-Coniacian 
Scaphites  faunas  represent  new  forms  related  to  European 
species.  The  Valanginian  and  Albian  ammonites  are  briefly 
described  and  the  Early  Albian  correlation  of  North  Pacific 
and  Boreal  zonations  is  revised. 

A  Late  Cretaceous  to  Early  Paleocene  phase  of  movement 
has  been  verified  by  the  setting  of  Late  Cretaceous  deposits  in 
puU-apart  basins  of  the  Wandel  Hav  Strike-Slip  Mobile  Belt 
and  by  pre  Late  Paleocene  deformation  of  the  deposits,  This 
has  an  important  bearing  on  the  early  evolution  of  the  North 
Atlantic  and  Arctic  Oceans. 


KURZFASSUNG 


Die  geologische  Kartierung  des  Wandel  Sea  Basin  in  Nord- 
grönland (81°-84°)  lieferte  eine  ungewöhnliche  vollständige 
Abfolge  des  oberen  Jura  und  der  Kreide  mit  marinen  Ablage- 
rungen des  Ryazan,  Valangin,  Apt,  Alb,  Turon  und  Coniac 
und  in  der  Härder  Fjord  Störungs-Zone  westlich  des  Haupt- 
beckens auch  des  Santon,  sowie  nicht-marine  Serien  des 
?Hauterive-Barreme  und  einen  oberkretazischen  Vulkanis- 
mus. 

Eine  kombinierte  Dinoflagellaten-Ammoniten-5«c/)ZiZ- 
Stratigraphie  vom  höheren  Jura  bis  ins  untere  Valangin  zeigt, 
daß  im  Wandel-See-Becken  die  ersten  Kreide-Dinoflagella- 


*)  Institute  of  historica!  Geoiogy  and  Palaeontology,  0ster  Voidga- 
de  10,  DK-1350  Copenhagen  K,  Denmark. 


ten-Vergesellschaftungen  später  auftreten  als  weiter  im  Sü- 
den, und  daß  sich  eine  eigenständige  , .jurassische"  Dinofla- 
gellaten- Vergesellschaftung  unbeeinflußt  vom  allgemeinen 
Umschwung  an  der  Jura-Kreide-Grenze  in  die  Unterkreide 
hinein  fortsetzt. 

Bei  den  Ammoniten  zeigen  sich  interessante  paläobiogeo- 
graphische  Tendenzen.  Die  Ryazan-Valangin  Ammoniten- 
fauna  (Borealites,  Peregrinoceras,  Neotollia,  Polyptychites, 
Astieriptychites)  sind  boreal  und  subboreal  mit  engen  Bezie- 
hungen zu  Faunen  anderer  zirkumpazifischer  Gebiete  (Sver- 
drup Basin,  Svalbard,  Nord-  und  Westsibirien);  aber  sie  ha- 
ben auch  ÄhnUchkeit  mit  südlichen  Vorkommen  wie  z.  B. 
vom  Kaukasus.  Das  tiefere  Alb  enthält  Mischfaunen  ver- 
schiedener Faunenprovinzen  (z.  B.  Freboldiceras,  Leyme- 
riella, Arahoplites)   und  zeigt  Verbindungen  zwischen  dem 


Nordpazifik,  dem  Nordatlantik,  der  borealen  russischen 
Plattform  und  dem  transkaspischen  Bereich  auf.  Endemische 
Scaphiten-Faunen  des  Türen  und  Coniac  führen  neue  For- 
men mit  Beziehungen  zu  europäischen  Arten.  Die  Ammoni- 
ten  des  Valangin  und  des  Alb  werden  kurz  beschrieben  und 
die  Korrelation  der  Zonen  des  unteren  Alb  im  nordpazifi- 
schen und  im  borealen  Bereich  wird  revidiert. 


Es  kann  eine  Phase  spätkretazischer-frühpaläozäner  Bewe- 
gungen nachgewiesen  werden  anhand  von  spätkretazischen 
Ablagerungen  in  Senkungsräumen  des  Wandel  Hav  Strike- 
Slip  Mobile  Belt  und  anhand  einer  prä-oberpaläozänen  De- 
formation dieser  Sedimente.  Sie  sind  von  großer  Bedeutung 
für  die  frühe  Entwicklung  des  Nordatlantiks  und  des  arkti- 
schen Ozeans. 


I.  INTRODUCTION 


The  geological  history  of  the  North  Atlantic  region  for  the 
period  leading  up  to  the  Separation  of  the  Eurasian  and  North 
America/Greenland  continents  naturally  should  be  based  on 
as  much  information  as  possible  from  strata  on  both  sides  of 
the  ocean.  In  the  extreme  north,  the  Wandel  Sea  Basin  in 
North  Greenland  and  Svalbard  constitute  a  pair  of  depositio- 
nal  centres,  which  were  dissected  and  subsequently  separated 
from  each  other  by  more  than  500  km  in  connection  with  the 
complex  movements  along  the  Spitzbergen  Fracture  Zone  and 
the  generation  of  oceanic  crust  from  the  Nansen  and  Mohns 
Ridges  (Fig.  1).  Since  actual  Separation  along  both  the  north- 
ern  part  of  the  Mohns  Ridge  and  the  "southern"  part  of  the 
Nansen  Ridge  is  documented  by  ocean  crust  formation  at  or 
somewhat  prior  to  anomaly  24  time  (Talwani  &  Eldholm 
1977,  Vogt  et  al.  1979),  Cretaceous  and  Paleocene  strata  in 
particular  are  relevant  in  this  context. 


Early  Cretaceous  Sediments  are  abundantly  preserved  in 
both  areas,  whereas  Late  Cretaceous  strata  are  completely  ab- 
sent  in  the  Svalbard  archipelago(although  recently  encounter- 
ed  in  the  Troms  Basin  just  off  the  Norwegian  north  coast 
[Nils  Fagerland,  pers.  comm.  1982]).  In  the  Wandel  Sea  Ba- 
sin, on  the  other  band,  recent  investigations  have  revealed  the 
presence  of  substantial  on-shore  Late  Cretaceous  deposits 
(Hakansson  et  al.  1981b),  and  although  work  is  still  in  prog- 
ress,  a  fairly  complete  biostratigraphic  outline  of  the  Cretace- 
ous has  now  been  established  here.  North  Greenland, 
therefore,  should  attain  a  central  position  in  attempts  to  esta- 
blish  a  better  understanding  of  the  early  phases  in  the  forma- 
tion of  both  the  Atlantic  and  Arctic  Oceans. 


II.  GEOLOGICAL  FRAME 


The  eastem  part  of  North  Greenland  has  undergone  a  long 
and  complex  structural  history  prior  to  the  formation  of  the 
Atlantic  and  Arctic  Oceans  (HAkansson  &  Pedersen  in 
press),  resulting  in  a  high  degree  of  patchiness  in  the  distribu- 
tion  of  most  Sediments  in  the  Wandel  Sea  Basin.  Cretaceous 


deposits  in  particular  display  an  extreme  Separation  into 
small,  structurally  determined  units  (Fig.  2).  However,  wit- 
hin  this  erratic  pattern  the  effect  of  two  distinctly  different 
geological  regimes  is  apparant. 


Fig.  1.     Eastern  Nonh  Greenland  and  adjacent  parts  of  the  North  Atlantic  and  Arctic  Oceans;  main 
tectonophysic  structures  indicated. 


Early  Cretaceous  deposits,  in  general,  are  characterised  by 
high  Sediment  maturity  reflecting  deposition  in  a  comparati- 
vely  quiet  period  subsequent  to  the  last  pulse  of  the  Late  Pala- 
eozoic  to  Mesozoic  episodes  of  transcurrent  faulting  (HA- 
KANSSON  &  Pedersen  in  press).  In  streng  contrast  to  this  pictu- 
re,  Late  Cretaceous  Sediments  are  mainly  immature,  rapidly 
accumulated  infill  in  pull-apart  basins  of  the  Wandel  Hav 
Strike-Slip  Mobile  Belt  which,  furthermore,  contain  the  only 
magmatic  rocks  known  from  the  Wandel  Sea  Basin  (Hakans- 
SON  &  Pedersen  in  press). 

LATE  JURASSIC  -  EARLY  CRETACEOUS  DEPOSITS 

Ladegärdsäen  Formation  (Fig.  2,  locs  5  &  6).  This 
formation  is  restricted  to  east  Peary  Land  and  has  been  consi- 
dered  in  some  detail  by  Hakansson  et  al.  ( 1 98 1  a),  who  presen- 
ted  an  integrated  ammonite-5«c/)M-dinoflagellate  stratigra- 
phy  for  the  marine  intervals.  The  formation  records  a  Middle 
Oxfordian  transgression,  foUowed  by  gradually  shallowing 
marine  conditions  which  prevailed  in  Late  Jurassic  time  and 
across  the  Jurassic  Cretaceous  boundary  into  the  Early  Va- 
langinian,  terminated  by  pre-Aptian  limnic  deposits.  Sedi- 
mentation in  the  Ladegärdsäen  Formation  amounted  to  a 
thickness  of  some  250  m. 

Kilen  (Fig.  2,  loc.  10).  A  parallel,  apparently  unrelated 
Late  Jurassic  -  Early  Cretaceous  sequence,  which  has  yet  to 
be  formally  described,  is  located  in  part  of  the  large  semi-nu- 
natak  Kilen  (Hakansson  et  al.  1981b).  The  moderately  folded 
sequence  comprises  some  900  m  of  marine  sandy  and  silty  Se- 
diments from  which  scattered  ammonite  faunas  have  establis- 
hed  thepresenceof  Kimmeridgian,  Volgian,  Valanginian,  and 
Middle  Albian  strata.  Previous  reports  on  the  presence  of  Ba- 
thonian  strata  in  Kilen  (Greenarctic  Consortium  in  Dawes 
1976;  Dawes  &  Peel  1981)  were  based  on  erroneous  determi- 
nation  of  these  Middle  Albian  ammonites  (see  p.  13).  The 
Kimmeridgian  -  Valanginian  part  of  the  sequence  constitutes 
a  mainly  transgressive  phase  in  which  Sediments  accumulated 


in  a  muddy,  sheltered,  coastal  environment,  whereas  subse- 
quent Sediments  are  dominated  by  shelf  mud  with  increasing 
amounts  of  storm  sand  layers  (Hakansson  et  al.  1981b). 

Kap  Rigsdagen  (Fig.  2,  loc.  7).  Here,  at  a  considerable 
distance  from  all  other  Sediments  of  the  Wandel  Sea  Basin, 
85  m  of  coarse  sandstones  gradually  giving  way  to  mudstones 
have  been  preserved.  The  Sediments  apparently  rest  directly 
on  Ordovician  Sediments.  Very  thin  coal  seams  and  root  hori- 
zons  together  with  the  very  low  diversity  assemblages  of  di- 
noflagellate  cysts  suggest  a  prevailing  near-coastal  and  lagoo- 
nal,  mainly  restricted  marine  environment  with  associated 
protective  bar  Systems  (Hakansson  et  al.  1981b).  The  dinofla- 
gellate  floras  indicate  an  Aptian  age  for  most  of  the  sequence 
(Piasecki  in  Hakansson  et  al.  1981b);  no  macrofossils  are 
known. 

East  Peary  Land  (Fig.  2,  loc.  5).  From  a  very  restricted, 
fault-bound  locality  next  to  the  Ladegärdsäen  Formation, 
Rolle  (1981)  recorded  about  100  m  of  black  mudstones  with 
thin  sandstones  and  shell  conglomerates  at  the  top  of  the  se- 
quence. Dinoflagellates  from  the  mudstones  in  general  indi- 
cate Aptian  ages  (Piasecki  in  Rolle  198 1),  whereas  ammonites 
from  the  top  conglomerates  are  of  early  Albian  ages.  Hakans- 
son et  al.  (1981b)  considered  the  sequence  a  deeper  water, 
open  marine  equivalent  to  the  Aptian  nearshore  Sediments  at 
Kap  Rigsdagen  (Fig.  2,  loc.  7). 


LATE  CRETACEOUS  DEPOSITS 

Kilen  (Fig.  2,  loc.  9).  At  least  550  m  of  fairly  strongly 
folded  organogenic  shale  and  fine-grained  sandstones  with 
minor  redeposited  biogenic  conglomerate  sheets  are  located 
in  the  northern,  downfaulted  part  of  the  semi-nunatak  Kilen 
(Hakansson  et  al.  1981b).  Marine  faunas  dominated  by  sca- 
phitids  and  inoceramids  are  frequent  through  most  of  the  se- 
quence, whereas  dinoflagellates  have  been  severely  altered 
due  to  significant  thermal  activity  (HAkansson  et  al.  in  prep. ). 


ICE  GAP  BOUN0ARY-- 


Fig.  2.  Distribution  of  Cretaceous  deposits  in  relation  to  the  structural  elements  of  the  Wandel  Hav 
Strike-Slip  Mobile  Belt  in  North  Greenland.  (NB:  the  distribution  of  outcrops  shown  by  SoPER  et  al. 
(1982,  fig.  2)isincorrect.) 


10 


50. 


70 


80.' 


90 


100 


130 


140.. 


150.' 


YPRESIAN 


THANETIAN 


DANIAN 


MAASTRICHTIAN 


CAMPANIAN 


SANTONIAN 


CONIACIAN 


TURONIAN 


CENOMANIAN 


APTIAN 


BARREMIAN 


HAUTERIVIAN 


VALANGINIAN 


RYAZANIAN 


KIMMERIDGIAN 


OXFORDIAN 


CALLOVIAN 


KAP  CANNON 
THRUSTZONE 


HÄRDER  FJORD 
FAULT   ZONE 


TROLLE  LAND 
FAULT  SYSTEM 


KRONPRINS  CHRISTIAN 
LAND 


500  m 


400 


0 


© 


Inferred  structural  boundary/surface 
-  Dated  structural  boundary/surface 
Depositional  boundary 


[y  '^  V  ^  vi  Continental  volcanics 
[  \  Marine  clastics 


»°1  Continental  clastics 
Palaeozoic  basement 


>435 


600  m 


©       © 


Fig.  3 .  Lithostratigraphy  of  Late  Jurassic  -  Early  Tertiary  Strata  in  North  Greenland.  Encircied  numbers 
refer  to  location  in  Fig.  2.  Pardy  based  on  information  from  HAkansson  &  Pedersen  (in  press), 
HAkansson  et  al.  (1981b)  and  Hatten  et  al.  (1981). 


The  depositional  environment  probably  was  a  shallowing 
shelf,  and  the  inoceramid  fauna  indicates  the  presence  of 
Middle  Turonian  to  veiy  Early  Coniacian  strata  (Kauff  man  in 
HAkansson  et  al.  1981b).  Among  stratigraphically  important 
species  should  be  mentioned  Inoceramus  cuvieri,  I.  lamarcki 
and  Platyceramus  rnantelli. 

Nakkehoved  Formation  (Fig.  2,  loc.  8).  A  gently  di- 
sturbed  sequence  comprising  at  least  600  m  of  rapidly  accu- 
mulated,  monotonous,  fine-grained  greywackes  isexposed  in 
the  complex  of  nunataks  and  semi-nunataks  in  northern 
Kronprins  Christian  Land  (HAkansson  et  al.  1981b).  A  ma- 
rine bivalve  fauna  including  posidoniid  and  trigoniid  forms 
generally  indicates  a  Late  Cretaceous  age  of  the  sequence,  but 
more  precise  age  determinations  are  lacking  so  far.  Low  grade 
thermal  metamorphism  has  caused  pervasive  recrystallisation 
as  well  as  complete  degradation  of  organic  walled  microfossils 
(HAkansson  et  al.  in  prep.). 

Herlufsholm  Strand  Formation  (Fig.  2,  locs  3  &  4). 
Variously  folded  and  thrusted,  mainly  fluvial  sequences  refer- 
red  to  the  Herlufsholm  Strand  Formation  occur  m  two  sepa- 
rate areas  (Hakansson  1979;  Hakansson  et  al.  1981b).  At 
Herlufsholm  Strand  (Fig.  2,  loc.  4)  at  least  435  m  and  at  De- 
potbugt  (Fig.  2,  loc.  3)  more  than  500  m  of  Sediments  domi- 
nated  by  conglomerates,  greywackes,  and  coaly  shales  with 
poorly  preserved  plant  remains  have  been  preserved.  Only 
little  direct  evidence  is  at  band  to  document  a  Late  Cretaceous 
age  of  the  Herlufsholm  Strand  Formation.  Palynomorphs 
have  consistently  been  degraded  beyond  recognition,  and 
only  the  presence  of  angiosperm  wood  gives  an  indication  of 
the  Late  Cretaceous  -  Early  Tertiary  age  suggested  by  Troel- 
sen  (1950)  for  the  sequence  at  Herlufsholm  Strand.  However, 
an  additional,  isolated  occurrence  of  organogenic  shales  very 
close  to  the  Herlufsholm  Strand  Formation  at  Depotbugt 


contains  a  very  restricted,  possibly  Early  Tertiary  paiyno- 
morph  assemblage  (Croxton  et  al.  1980).  Since  the  thermal 
alteration  of  these  shales  is  far  less  severe  than  recorded  in  the 
shales  of  the  neighbouring  Herlufsholm  Strand  Formation 
(Piasecki  in  Hakansson  etal.  1981b),  a  Late  Cretaceous  age  of 
this  formation  is  substantiated.  As  discussed  by  HAkansson  & 
Pedersen  (in  press),  the  tectonic  disturbance  of  both  Herlufs- 
holm Strand  Formation  sequences  is  consistent  with  the  re- 
gional pattern  of  Late  Cretaceous  deformation  in  the  Wandel 
Hav  Strike-Slip  Mobile  Beh. 

North-eastofFrigg  Fjord  (Fig.  2,  loc.  2).  Centrally  in 
the  long-lived  Härder  Fjord  Fault  Zone,  marine  Late  Creta- 
ceous Sediments  have  been  preserved  in  more  or  less  vertical 
positions  in  a  few  small  fault-bound  wedges  (Hakansson  et  al. 
1981b).  The  Sediments  are  fine-grained  and  dominated  by 
greywackes  and  feldspar  rieh  sandstones,  and  they  contain  a 
sparse  fauna  of  protobranch  and  inoceramid  bivalves.  A  se- 
quence more  than  400  m  thick  apparantly  constitutes  the 
most  extensive  interval  preserved  within  a  single  wedge,  and 
from  this  sequence  the  Late  Santonian  Sphenoceramus pinni- 
formis  has  been  identified  (Kauffman  in  HAkansson  et  al. 
1981b). 

Kap  Washington  Group  (Fig.  2,  loc.  1).  More  than 
5  km  of  extrusive  volcanics  and  subordinate  Continental  cla- 
stics makes  up  the  Kap  Washington  Group,  which  is  known 
only  from  a  number  of  thrust  sheets  in  the  Kap  Cannon 
Thrust  Zone  on  the  nonh  coast  of  Peary  Land  (Brown  &  Par- 
SONS  1981;  Batten  et  al.  1981).  The  volcanic  suite  is  peralka- 
line  and  include  air-fall  tuffs  and  breccias,  as  well  as  basaltic, 
trachytic  and  rhyolitic  lavas  (Brown  &  Parsons  1981 ;  Soper  et 
al.  1982);  little  is  known  about  the  clastic  constituents  of  the 
group.  In  addition  to  the  Kap  Washington  Group  volcanicity, 


11 


northwest  Peary  Land  is  also  the  centre  of  an  intense  swarm  of 
Cretaceous  basaltic  dykes  (Dawes  &  Soper  1979;  Higgins  et 
al.  1981). 

Batten  et  al.  (1981)  and  Soper  et  al.  (1982)  adopted  an  age 
of  the  Kap  Washington  Group  volcanicity  at  or  just  before  the 
Cretaceous-Tertiary  boundary,  and  Soper  et  al.  (1982)  refer 
the  dyke  swarm  to  a  separate  episode,  entirely  preceding  the 
Kap  Washington  Group.  However,  as  pointed  out  by  HA 
KANSSON  &  Pedersen  (in  press)  these  age  indications  are  not 
fuUy  substantiated.  Thus,  the  basal,  partly  intervolcanic  Se- 
diments of  the  Kap  Washington  Group  contain  an  angio- 
sperm  flora  of  Cenomanian  or  later  Cretaceous  age  (Batten  et 


al.  1981);  palynomorphs  approximately  3  km  higher  in  the 
sequence  indicate  a  Campanian  -  Maastrichtian  age  (Batten  et 
al.  1981 ;  Batten  in  press);  and,  finally,  whole  rock  Rb/Sr  age 
determination  of  extrusives  from  the  top  of  the  group  yields 
ages  of  63-64  m.  y.  (Larsen  et  al.  1978;  Larsen  in  press).  The 
available  evidence,  therefore,  suggests  a  general  Late  Cretace- 
ous age  for  the  Kap  Washington  Group  with  a  termination  of 
the  volcanicity  approximately  at  the  Cretaceous-Tertiary 
boundary.  Furthermore,  Hakansson  &  Pedersen  (in  press) 
argue  against  a  clear  distinction  between  the  dyke-swarm  and 
the  extrusives  of  the  Kap  Washington  Group  and  consider 
them  intimately  related  and  at  least  partly  synchronous. 


III.  AMMONITE  STRATIGRAPHY 


Up  to  now,  the  age  determinations  of  the  Cretaceous  depo- 
sits  of  North  Greenland  have  been  based  on  ammonites,  dino- 
flagellates,  Buchia  and  Inoceramus  species,  as  well  as  pollen 
and  leaves.  In  addition,  Cretaceous  radiometric  ages  have 
been  obtained  from  a  number  of  dykes  and  extrusive  volca- 


nics.  For  the  Jurassic  to  earliest  Cretaceous  pan  of  the  se- 
quence an  integrated  ammonite-5«cÄM-dinoflagellate  strati- 
graphy  has  already  been  worked  out  (Hakansson  et  al. 
1981a),  and  studies  of  dinoflagellates  and  inoceramids  from 
later  parts  of  the  sequence  by  S.  Piasecki  and  E.  Kauffman, 


STAGES/SUBSTAGES 


AMMONITE  ZONATION 


NORTH 

ORFENLAND 


iia 


MIDDLE 
ALBIAN 


£.  lautus 


E.  loricatus 


H.  den  latus 


LOWER 
ALBIAN 


LOWER 
VALANGINIAN 


D  mammillatum 


L  regulahs 


L   tardefurcata 


L  schrammeni 


T.  SYZranicus 


N.  klimovskiensis 


RYAZANIAN 


B  mesezhnikowi 


S  analogus 


H.  kochi 


C  Sibiriens 


lil 


UPPER 
VOLGIAN 


C.  chetae 


C  taimvrensis 


Fig.  4.     Upper  Volgian  -  Tower  Cretaceous  am 
in  North  Greenland. 


monite  zones 


12 


respectively,  are  in  progress.  The  hitherto  undescribed  Early 
Cretaceous  ammonites  have  now  been  studied  in  detail  and 
are  presented  here  in  the  Appendix  (p.  16). 

A  short  account  of  the  ammonite  stratigraphy  of  the  Creta- 
ceous in  North  Greenland  is  given  below  (fig.  4). 


RYAZANIAN 

Hectoroceras kochi  7.one:The .immonke  Borealites  sp.  äff. 
fedorovi  Klimova,  1969,  and  the  Buchia  species  B.  fischena- 
na,  B.  unschensis,  B.  terebratuloides,  B.  okensis  and  B.  vol- 
gensis  characterize  this  zone  (see  Häkansson  et  al.  1981a). 
The  genus  Borealites  appears  in  the  Chetaites  Sibiriern  Zone 
of  northern  Siberia  and  becomes  more  diversified  in  the  lower 
part  of  the  H.  kochi  Zone  according  to  Casev  (1973).  The 
specimens  from  North  Greenland  are  dosest  to  forms  from 
northern  and  western  Siberia  from  the  H.  kochi  Zone. 
Aniong  the  Buchia  species,  B.  okensis  and  B.  volgensis  are 
thought  to  appear  at  the  base  of  the  H.  kochi  Zone  and  only 
two  of  them,  B.  okensis  and  B.  volgensis,  occur  above  the 
H.  kochi  Zone  to  the  top  of  the  Ryazanian  according  to  Zak 
HAROv  in  Häkansson  et  al.  (1981a). 

Bojarkia  mesezhnikowi  Zone:  Only  Peregrinoceras  sp. 
äff.  albidum  Casey,  1973,  is  known  from  this  level  (HAkans- 
SON  et  al.  1981a).  The  genus  Peregrinoceras  appears  late  in  the 
Ryazanian  and  is  not  known  from  the  Valanginian.  P.  albi- 
dum characterizes  a  zone  at  the  top  of  the  Ryazanian  in 
eastern  England  (Casey,  1973)  and  P.  äff.  albidum  Casey, 
1973,  has  also  been  found  in  the  top  Ryazanian  of  Kashpur 
(Casey,  Mesezhnikov  &  Shulgina,  1977). 


LOWER  VALANGINIAN 

Neotollia  klimovskiensis  Zone:  A  few  fragments  of  Neotol- 
lia  sp.  and  a  Buchia  specimen,  possibly  B.  keyserlingi,  are 
known  from  this  level  (Häkansson  et  al.  1981a). 

Polyptychites  michalskii  Zone:  The  presence  of  this  zone  in 
the  sequence  of  Kilen  is  verified  by  the  find  of  a  small,  poorly 
preserved  fauna  of  Polyptychites  michalskii  (Bogoslovsky), 
P.  middendorffi  Pavlov,  P.  (Astieriptychites)  sp.  and  inde- 
terminate  fragments  of  ,,Euryptychites"  (pl.  1). 


LOWER  ALBIAN 

The  early  Lower  Aibian  is  here  divided  in  three  Zones: 
L.  schrammeni  Zone,  L.  tardejurcata  Zone  and  Z..  regularis 
Zone  in  accordance  with  German  usage. 

Leymeriella  tardefurcata  Zone:  In  eastern  Peary  Land 
Leymeriella  trollei  n.  sp.  and  Freboldiceras  praesingulare  n. 
sp.  occur  together  a  few  metres  below  concretions  containing 
Arcthoplites  jachromensis  (Nikitin)  and  Anadesmoceras  sp. 
The  evolutionary  stage  of  the  Leymeriella  species,  being  a 
progressive  form  of  the  L.  schrammeni  stock,  seems  to  indi- 
cate  that  the  assemblage  belongs  to  the  very  base  of  the 
L.  tardefurcata  Zone  or  -  possibly  -  the  topmost  part  of  the 
L.  schrammeni  Zone.  Freboldiceras  praesingulare  n.  sp.  is 
very  close  to  Freboldiceras  singulare   Imlay  from  southern 


Alaska.  On  the  basis  of  morphology  it  is  supposed  to  belong 
to  a  slightly  earlier  evolutionary  stage  than  F.  singulare  (see 
p.  17). 

The  early  Lower  Aibian  age  of  F.  praesingulare  n.  sp.  is 
well  documented  on  the  basis  of  its  occurrence  together  with 
Leymeriella  trollei  n.  sp.  The  Alaskan  occurrences  of  Frebol- 
diceras singulare  Imlay,  on  the  other  band,  belong  to  the  so- 
called  Brewericeras  hulenense  Zone  of  the  North  Pacific  Pro- 
vince.  Besides  f .  singulare  and  Brewericeras  hulenense  (An- 
derson), this  zone  also  contains  (according  to  Jones  & 
Crantz  1967)  e.  g.  Arcthoplites  talkeetnanus  (Imlay),  Ana- 
gaudryceras  sacya  (Forbes),  Grantziceras  affine  (Whitea- 
VEs),  G.  glabrum  (Whiteaves),  Parasilesites  bullatus  Imlay 
and  Puzosia  alaskana  Imlay.  It  overlies  the  Moffites  robustus 
Zone  of  early  Aibian  age  and  is  referred  to  late  Early  Aibian 
by  Jones  &  Crantz  (1967).  The  close  relations  between  Fre- 
boldiceras singulare  and  F.  praesingulare  n.  sp.,  together 
with  the  occurrence  of  early  forms  of  Arcthoplites  in  the 
Brewericeras  hulenense  Zone  (see  below),  suggest  an  earlier 
Lower  Aibian  age  of  the  5.  hulenense  Zone  than  is  generally 
supposed. 

A  rieh  assemblage  of  Arcthoplites  jachromensis  (Nikitin) 
and  a  single  fragment  oi  Anadesmoceras  sp.  occurs  a  few  met- 
res above  the  Leymeriella  -  Freboldiceras  assemblage. 

The  exact  age  of  Arcthoplites  jachromensis  is  not  known, 
either  in  the  type  area  on  the  Russian  platform,  or  in  other  oc- 
currences in  Svalbard  and  Arctic  Canada.  Nagy  (1970)  indica- 
tes  a  find  of  Brewericeras  cf.  hulenense  (Anderson)  together 
with  A.  jachromensis  in  Svalbard,  but  the  affinity  of  that 
Brewericeras  specimen  is  very  uncertain.  The  Svalbard  Arc- 
thoplites faunas  asa  whole  (y4.  birkenmajeri  Nagy  and  A.  ja- 
chromensis) can  be  dated  to  levels  between  the  middle  part  of 
the  L.  tardefurcata  Zone  s.  1.  and  the  upper  part  of  the  Dou- 
villeiceras  mammillatum  Zone  according  to  Nagy  (1970). 
Species  intermediate  between  Freboldiceras  and  Arcthoplites 
(Freboldiceras  remotum  Nagy,  Arahoplites  birkenmajeri 
Nagy)  occur  together  with  Leymeriella  germanica.  In  Arctic 
Canada  Jeletzky  &  Stelck  (1981)  tentatively  correlated  Arc- 
thoplites bearingbeds(e.  g.  containing /l.  jachromensis)  with 
the  upper  part  of  the  L.  tardefurcata  Zone  s.  1.  and  the 
D.  mammillatum  Zone  of  the  Western  European  Standard 
zonation. 

The  rieh  Arcthoplites  fauna  from  Mangyschlak,  described 
by  Saveliev  (1973),  belongs  to  the  L.  tardefurcata  Zone  and 
does  not  penetrate  into  the  L.  regularis  Zone.  The  Mangy- 
schlak fauna  seems  to  be  fairly  closely  related  to  Arahoplites 
jachromensis. 

Considering  all  these  data,  combined  with  stages  of  evolu- 
tion  of  the  Freboldiceras  -Arcthoplites  stock  of  the  faunas  in 
question,  it  is  concluded  that  the  A.  jachromensis  fauna  still 
belongs  to  the  L.  tardefurcata  Zone  and  that  characteristic 
Freboldiceras/ Arcthoplites  faunas  from  Alaska,  Svalbard, 
North  Gfeenland  and  Mangyschlak  can  be  arranged  tentati- 
vely in  the  foUowing  stratigraphic  order: 

The  genus  Anadesmoceras  appears  in  the  L.  tardefurcata 
"Zone  in  Germany  and  is  also  known  from  the  L.  tardefurcata 
Zone  in  Mangyschlak  (Saveliev,  1973).  In  England  it  appears 
in  the  equivalent  Farnhania  farnhanensis  Subzone.  Its  single 
occurrence  together  with  Arcthoplites  jachromensis  in  North 
Greenland  is  thus  in  good  accordance  with  the  scheme  above. 


13 


L.  regularis 
Zone 

no  Arcthoplites 

L.  tardefurcata 
Zone 

Arcthoplttes  spp. 

(e.  g.  A.  subjachromensis  Saveliev) 

Arcthoplites  jachromensis 

Mangyschlak 

N.  Greenland/ 
Spitsbergen 

Freboldiceras  remotumi 
Arcthoplites  birkenmajeri 

Freboldiceras  singulare/ 
Arcthoplites  talkeetnanus 
of  the  B.  hulenese  Zone 

Freboldiceras  praesingulare 

Svalbard 
Alaska 

L.  schrammeni 
Zone 

N.  Greenland 

MIDDLE  ALBIAN 


MIDDLE  TURONIAN  -  EARLY  CONIACIAN 


Euhoplites  lautus  Zone:  Two  fragments,  figured  in  PI.  3, 
one  a  gastroplitid,  the  other  an  Anahoplites  comparable  to 
A.  daviesi  omata  Späth,  1924  are  of  panicular  interest  be- 
cause  the  presence  of  Middle  Jurassic  (Bathonian)  strata  in  Ki- 
len  was  postulated  on  the  basis  of  these  fragments  (Greenarc- 
tic  Consortium  in  Dawes,  1976;  Dawes  &  Peel,  1981).  Until 
now  these  fragments  have  been  the  only  indication  of  the 
Middle  Albian  in  North  Greenland. 


In  Kilen  the  lower  300  m  of  the  Late  Cretaceous  sequence 
in  particular  has  yielded  a  number  of  faunas  containing  rieh 
assemblages  of  inoceramids  and  scaphites.  On  the  basis  of  the 
inoceramids,  E.  Kauffman  has  dated  the  deposits  to  Middle 
Turonian  -  Early  Coniacian.  The  scaphites  belong  to  an  en- 
demic  stock  related  to  the  Scaphites  geinitzi  group,  and  Otos- 
caphites  spp.  may  also  be  present.  These  faunas  will  be  descri- 
bed  in  detail  elsewhere. 


IV.  PALAEOBIOGEOGRAPHY 


RYAZANIAN 

The  Ryazanian  in  North  Greenland  is  dominated  by  Boreal 
and  Sub-Boreal  ammonites  and  Buchia  species.  The  stage  is 
further  characterised  by  long-ranging  species  of  dinoflagella- 
tes  which  are  also  present  in  Jurassic  deposits  below  and  be- 
long to  an  extreme  northern  flora  (HAkansson  et  al.  1981a). 


The  early  Ryazanian  ammonite  genus  Borealites  is  known 
primarily  from  northern  regions  (the  Sverdrup  Basin,  Sval- 
bard, Northern  and  Western  Siberia),  but  has  also  been  found 
in  England.  The  late  Ryazanian  genus  Peregrinoceras,  on  the 
other  band,  has  up  to  now  only  been  recorded  from  the  Man- 
gyschlak Peninsula  (Transcaspia),  the  Volga  Region,  and 
eastern  England  (Casey,  1973),  and  the  occurrence  in  North 
Greenland  is  the  first  find  of  this  genus  in  northern  regions. 


Fig.  5.  Distribution  of  the  "borealis"  and  North  Atlantic 
dinoflagellate  assemblages  in  Late  Jurassic -earliest  Cretaceous 
time. 


14 


All  the  Ryazanian  Buchia  species  have  a  wide  distribution 
in  the  Boreaj  realm  from  Arctic  Canada  to  Svalbard  and 
northern  USSR.  In  addition,  some  are  fairly  common  in  the 
Sub-Borealprovince(e.  g.  5.  volgensis)  and  a  few of  them  are 
even  known  from  Alaska,  British  Columbia  and  California  or 
have  close  allies  in  these  areas  (e.  g.  B.  fischeriana  and 
B.  okensis). 

The  restricted  distribution  of  the  dinoflagellate  assemblage 
of  the  Ryazanian  constrasts  with  the  macrofauna.  The  assem- 
blage belongs  to  an  "extreme  arctic"  flora  of  long-ranging 
species  which  appeared  in  the  late  Oxfordian  and  continued 
into  the  Early  Valanginian.  This  "borealis  assemblage"  was 
recognized  by  Brideaux  &  Fisher  (1976)  from  Arctic  Canada, 
extending  from  the  McKenzie  River  delta  to  Ellef  Ringness  Is- 
land in  the  Sverdrup  Basin.  The  assemblage  further  extends  to 
East  Greenland,  where  it  is  mixed  with  the  widely  distributed 
North  Atlantic  flora  (Piasecki,  1980)  (Fig.  5). 


VALANGINIAN 

The  biogeographic  pattem  in  the  Neotoüia  klimovskiensis 
Zone  of  the  Early  Valanginian  is  more  or  less  unchanged  from 
the  Ryazanian.  Poorly  preserved  Neotoüia  and  }Buchia  key- 
serlingi  both  belong  to  the  Boreal  and  Sub-Boreal  province, 
while  the  dinoflagellates  belong  to  the  restricted  extreme 
northern  "borealis  assemblage". 

A  few  metres  above  the  Neotollia  level  the  dinoflagellate 
assemblage  changes  drastically:  The  "borealis  assemblage" 
was  replaced  completely  by  typical  Early  Cretaceous  forms 
known  from  the  entire  North  Atlantic  region,  including  NW 
Europe.  As  this  flora  is  known  from  earlier  deposits  both  in 
NW  Europe  and  the  Atlantic,  the  appearance  in  North 
Greenland  must  be  explained  by  a  delayed  migration  to  the 
north  caused  for  instance  by  suddenly  improved  physical 
connections  or  by  a  rise  in  temperature  (HAkansson  et  al. 
1981a).  A  similar  Invasion  of  southern  forms  apparently  took 
place  also  in  the  Arctic  Canada  in  the  Valanginian  (McInttre 
&  Brideaux  1980). 


Ammonites  from  the  Polyptychites  michalskii  Zone  in  Ki- 
len  are  completely  identical  with  forms  known  from  the  Sver- 
drup Basin  (pers.  comm.  E.  Kemper,  1982)  and  from  north- 
ern USSR  (see  e.  g.  Pavlov,  1914;  Bogoslovskv,  1902;  Body- 
LEVSKY,  1960).  This  fauna  has  a  restricted,  high  northern  Bo- 
real distribution  as  distinct  from  "Polyptychites  tscheka- 
nowski  Beds"  of  Kemper  &  Jeletzky  (1979),  which  in  the 
Sverdrup  Basin  contains  forms  closely  related  to  the  NW 
German  province  (Kemper,  1977;  Kemper  &  Jeletzky,  1979). 

It  is  not  possible  to  teil  if  the  dinoflagellate  Invasion  from 
the  south,  mentioned  above,  is  earlier  or  later  than  the  P.  mi- 
chalskii fauna,  as  no  dinoflagellates  are  preserved  in  this  part 
of  the  Wandel  Sea  Basin  (cf.  HAkansson  et  al.  in  prep.). 


LOWER  ALBIAN 

The  ammonite  faunas  of  that  time  from  North  Greenland 
represent  a  mLxture  of  forms  belonging  to  different  provinces 
and  showing  a  fairly  surprising,  characteristic  pattern  of  mi- 
gration routes.  The  composition  of  Lower  Albian  faunas 
from  Svalbard  (described  by  Nagy,  1970)  and  from  East 
Greenland  (summarized  by  Donovan,  1957)  are  similar  in  a 
number  of  respects. 

Leymeriella:  The  early  representatives  are  only  known 
from  Svalbard,  North  Greenland  and  NW  Germany,  but  la- 
ter representatives  are  widely  distributed  in  NW  Europe  and 
connected  with  occurrences  in  Transcaspia  (see  Saveliev, 
1973)  and  Iran  (see  Seyed-Emani,  1980)  via  a  mid-European 
sea-way  marked  by  occurrences  of  leymeriellids  in  Austria, 
Bulgaria,  Rumania,  southern  Russia  and  Kaukasus,  (Owen, 
1973,  1979;  Seyed-Emani,  1980).  This  distribution  is  nearly 
identical  with  the  hoplitinid  province  of  the  Middle  Albian. 

Freboldiceras  is  known  from  the  American  Northern  Paci- 
fic Province  of  Alaska,  Arctic  Canada,  North  Greenland  and 
Svalbard.  Other  characteristic  forms,  first  described  from  the 
Pacific  province:  Grantziceras,  Brewericeras  and  Grycia,  are 
known  as  far  as  Arctic  Canada,  Svalbard  and  East  Greenland 
(Brewericeras),  but  have  not  been  found  in  North  Greenland. 


LEYMERIELLA  O 
^FREBOLDICERASO 
^ARCTHOPUTES* 


Fig.  6.     Distribution  of  the  Early  Albian  genera  Leymeriella, 
Freboldiceras  and  Arcthoplites. 


15 


Arcthoplites  is  known  from  the  American  Northern  Pacific 
Province  of  Alaska  (early  forms),  Arctic  Canada,  North  and 
East  Greenland  and  Svalbard,  and  further  from  the  Russian 
Platform,  Mangyschlak  (Transcaspia)  and  Iran  (see  e.  g. 
Nagy,  1970;  Saveliev,  1973;  Seyed-Emani,  1980).  The  non- 
occurrence  of  Arcthoplites  in  western  Europe,  and  the  non- 
occurrence  of  Leymeriella  in  central  Russia,  taken  together 
with  the  occurrence  of  both  genera  in  two  regions  far  apart: 
the  high  nonhern  Atlantic  region  and  Mangyschlak  -  Iran, 
indicates  two  different  routes  of  distribution  of  these  two  ge- 
nera: An  Atlantic  -  European  sea-way  for  Leymeriella  and  a 
Russian- Arctic  sea-way  for  Arcthoplites  (omitted  in  Owen 's 
palaeobiogeographic  maps  from  1973  and  1979)  (Fig.  6). 

It  is  difficult  to  explain  this  pattern  satisfactorily,  but  it  may 
be  mentioned  that  the  distribution  of  Arahoplites  shows 
some  similarity  to  the  distributional  pattern  of  Upper  Volgian 
Craspedites.  The  home  of  Craspedites  is  the  Russian  Plat- 
form, but  whereas  the  genus  is  apparently  also  widely  distri- 
buted  in  northern  Boreal  regions  (northern  Siberia,  Svalbard, 
North  Greenland,  Sverdrup  Basin),  it  is  never  found  in  we- 
stern Europe.  The  genus  Leymeriella's  close  connection  with 
the  Mid-European  -  Atlantic  sea-way,  and  the  lack  of  this  ge- 
nus in  circum- Arctic  regions  indicate  that  it  does  not  belong 
to  the  Boreal  stock,  but  is  better  regarded  as  a  primarily  Euro- 
pean form  which  migrated  far  to  the  north  as  did  the  hopliti- 
nids  of  the  Middle  Albian. 

On  the  basis  of  the  distribution  of  glendonite,  Kemper  & 
Schmitz  (1981)  and  Kemper  (1982,  herein)  proposed  the  exi- 
stence  of  Lower  Valanginian  and  Aptian- Albian  glaciations. 
The  strong  circum-arctic  provincialism  still  present  in  Early 
Valanginian  time  could  be  considered  as  support  for  this  hy- 
pothesis,  but  this  can  hardly  be  justified,  as  a  similar  provin- 


cialism is  also  Seen  in  large  parts  of  the  Middle  and  Upper  Ju- 
rassic.  Furthermore,  also  the  wide  distribution  of  the  Early 
Albian  ammonites  occurring  in  North  Greenland  is  hardly 
compatible  with  Kemper's  hypothesis. 


MIDDLE  ALBIAN 

The  occurrence  of  a  gastroplitid  ammonite  and  Anahoplites 
cf.  daviesi  omata  Späth  in  North  Greenland  is  complemen- 
tary  to  occurrences  of  earlier  Middle  Albian  and  basal  Upper 
Albian  in  East  Greenland  (Donovan  1957)  and  Svalbard 
(Nagy  1970),  belonging  to  the  northern  part  of  the  Middle 
Albian  hoplitinid  province,  described  by  Owen  (1979). 


LATE  CRETACEOUS 

The  fairly  sporadic  macrofauna  from  the  series  of  local 
pull-apart  basins  developed  across  North  Greenland  through 
the  Late  Cretaceous  is  characterised  by  the  occurrence  of  wi- 
despread  Boreal  inoceramids  through  the  Turonian  -  Santo- 
nian  interval.  On  the  other  band,  a  comparison  of  the  Middle 
Turonian  -  Early  Coniacian  scaphites  with  faunas  of  similar 
age  from  Nonh  America  and  Europe  seems  to  show  that  most 
of  the  North  Greenland  scaphites  belong  to  an  endemic  stock 
related,  most  likely,  to  the  European  Scaphites  geinitzi 
group.  Considering  the  general  provincialism  characterising 
the  Late  Cretaceous  scaphites  this  result  is  not  in  any  way  sur- 
prising.  Rare,  poorly  preserved  scaphites  from  East  Green- 
land referred  to  Scaphites  sp.  cf.  geinitzi  d'Orbigny  and  S. 
äff.  morrowi  Jeletzky  by  Donovan  (1953)  may  be  related  to 
the  North  Greenland  stock. 


V.  CONCLUDING  REMARKS  ON  OCEAN  DEVELOPMENT 


Late  Cretaceous  geology  in  North  Greenland  was  control- 
led  by  the  series  of  events  in  the  Wandel  Hav  Strike-Slip  Mo- 
bile Belt,  in  which  activity  ceased  just  after  the  Cretaceous  - 
Tertiary  boundary.  The  detailed  relations  between  these 
events  have  yet  to  be  determined,  but  it  would  appear  from 
the  present  data  that  1)  formation  of  all  pull-apart  basins  cha- 
racterising the  mobile  belt  was  initiated  som  time  subsequent 
to  the  Albian;  2)  the  oldest  strata  so  far  determined  from  any 
of  the  basins  are  of  Middle  Turonian  age,  while  the  youngest 
strata  correspond  to  the  Cretaceous -Tertiary  boundary;  and 
3)  compressional  deformation  in  all  basins  was  apparently 
terminated  prior  to  renewed  deposition  in  the  Late  Paleocene 
(HAkansson  &  Pedersen  in  press).  In  addition,  the  rather 
poorly  dated  dyke-swarm  associated  with  the  Kap  Washing- 
ton Group  volcanics  (K/Ar  ages  of  130-66  m.  y.  according  to 
Dawes  &  So  per  1979)  may  be  regarded  in  part  as  precursor  of 
the  mounting  transtensional  forces  that  subsequently  gave 
rise  to  the  Wandel  Hav  Strike-Slip  Mobile  Belt. 

Perhaps  the  most  intriguing  new  result  concerning  the  early 
history  of  the  North  Atlantic  and  Arctic  Oceans  is  the  appa- 
rent  lack  of  evidence  of  post-Cretaceous  compressional  forces 
in  North  Greenland  (HAkansson  &  Pedersen  in  press).  In 
both  Svalbard  and  the  Sverdrup  Basin,  significant  Eocene  and 


Oligocene  -  Miocene  deformation  took  place  -  the  Eurekan 
Orogeny  in  the  Sverdrup  Basin  and  the  West  Spitsbergen 
Orogeny  in  Svalbard  (see  e.  g.  Christie  1979)  -  and  in  spite  of 
the  general  lack  of  Observation,  such  phases  have  often  been 
more  or  less  customarily  attributed  to  North  Greenland  as 
well.  However,  as  pointed  out  above,  the  recent  field  work 
has  failed  to  provide  the  anticipated  evidence  here. 

The  trend  in  the  major  faults  of  the  Wandel  Hav  Strike-Slip 
Mobile  Belt  in  eastern  Peary  Land  and  northern  Kronprins 
Christian  Land  (Fig.  2)  largely  parallels  the  complex  Spits- 
bergen Fracture  Zone  separating  the  Mohns  and  Nansen  Rid- 
ges  (HAkansson  1979).  However,  the  age  of  the  Spitsbergen 
Fracture  Zone  has  yet  to  be  settled,  and  associated  oceanic 
crust  formation  did  not  commence  until  around  the  time  of 
anomaly24  (Vogt  et  al.  1979),  i.  e.  distinctly  after  the  ceasing 
of  activity  of  the  on-shore  part  of  the  Wandel  Hav  Strike-Slip 
Mobile  Belt.  As  long  as  the  broad  shelf  off  eastern  North 
Greenland  is  still  virtually  unexplored,  a  direct  relationship 
between  these  two  major  structural  elements  therefore  must 
remain  speculative  (HAkansson  &  Pedersen  in  press). 

One  possibility  is  that  the  activity  of  the  Wandel  Hav  Stri- 
ke-Slip Mobile  Belt  affected  both  the  on-shore  part  of  the 
Wandel  Sea  Basin  that  has  now  been  investigated,  as  well  as 


16 


the  Greenland  and  southern  Baren  ts  shelves  (with  the  possible 
continuation  in  the  Troms  Basin  area).  Subsequently,  the  me- 
gascopic  shear  System  causing  the  Wandel  Hav  Strike-SHp 
Mobile  Belt  was  released  in  the  Spitsbergen  Fracture  Zone  in 
which  the  majority  of  the  actual  dislocations  has  taken  place 
during  the  Cenozoic. 

The  existence  of  mirror  Images  on  the  Greenland  plate  of 
the  Tertiary  wrench  faulting  in  the  West  Spitsbergen  Oroge- 
ny,  implied  by  for  instance  Lowell  (1972),  Steel  et  al.  (1981) 
and  SoPER  et  al.  (1982)  has  not  been  directly  substantiated  by 
recent  investigations.  However,  their  existence  on  the  broad 
Greenland  shelf  bordering  the  Spitsbergen  Fracture  Zone  is 
quite  Ukely.  As  pointed  out  by  Kellogg  (1976),  transpressio- 
nal  deformation,  reflecting  the  opposing  movement  of  Green- 
land and  Svalbard,  continued  until  late  Oligocene  on  the 
eastern  side  of  the  fracture  zone.  In  the  outer  pan  of  the  shelf 


off  northeastern  Greenland,  it  may  therefore  with  some  rea- 
son  be  expected  that  structures  of  the  Wandel  Hav  Strike-Slip 
Mobile  Belt  will  be  found  having  an  overprint  of  the  West 
Spitsbergen  Orogony. 

Recently,  Soper  et  al.  (1982)developed  a  detailed  model  for 
the  formation  of  the  Eurasian  Basin  in  the  Arctic  Ocean  assu- 
ming  a  direct  connection  between  the  Kap  Washington 
Group  volcanicity  and  the  initial  opening  of  the  Eurasian  Ba- 
sin.  As  we  do  not  fuUy  accept  these  authors'  Interpretation  of 
the  stratigraphic  position  of  the  Kap  Washington  group  and 
find  their  assumption  that  Paleocene  strata  are  folded  to  be  in- 
supportable  (cf.  also  Häkansson  &  Pedersen  in  press),  we 
would  question  their  suggested  order  of  events.  Consequent- 
ly,  since  no  convincing  evidence  has  yet  been  presented,  we 
would  advise  the  consideration  of  other,  presumably  older, 
relationships  for  the  North  Greenland  volcanicity. 


VI.  APPENDIX 


VALANGINIAN  AND  ALBIAN 
AMMONITE  FAUNAS 

Lower  Valanginian  polyptychites 
(pl.  1,  figs  16-19) 

Material:  Fragments  of  "Euryptychites"  (GGU216119) 
have  been  found  in  situ  together  with  two  loose  specimens 
of  Polyptychites  mkhalskii  (Bogoslovsky)  and  one  specimen 
of  Polyptychites  middendorffi  Pavlov  (GGU216118).  Two 
metres  above  this  level  two  loose  fragments  of  Polyptychites 
(Astieriptychites)  sp.  have  been  found  (GGU216117).  Mo- 
reover,  a  few  indeterminate  fragments  are  available. 

Locaüty:  Kilen,  Kronprins  Christians  Land  (Fig.  2,  loc. 

10). 

Remarks:  The  two  Polyptychites  michalskii  specimens, 
one  of  which  is  shown  in  pl.  1,  figs  19a-b,  are  fragments  of 
microconchs  and  in  good  agreement  with  the  type  series  figu- 
red  by  Bogoslovsky  (1902,  pl.  15)  except  for  a  less  inflated 
shape.  The  phragmocone  of  P.  middendorffi  Pavlov,  figured 
in  pl.  1,  figs  16a-b,  shows  especially  close  similarity  with  the 
phragmocone  figured  by  Pavlov,  1914,  pl.  6,  fig.  2.  The  two 
poor  fragments  of  P.  (Astieriptychites)  Bodylevsky,  1960,  fi- 
gured in  pl.  1,  figs  17-18  show  aribbing  pattern  similarto  the 
type  of  P.  (A.)  astieriptychus  Bodylevsky,  1960  (pl.  39, 
fig.  1). 

Leymeriella  trollei  n.  sp. 
(pl.  1,  figs  1-5) 

Holotype:  MGUH15972,  figured  in  pl.  1,  fig.  la-b  be- 
longing  to  the  sample  GGU270052A. 

Type  locality:  East  Peary  Land  (Fig.  2,  loc.  5) 

Material:  Ca.  10  specimens,  partly  fragmentary,  all  from 
same  locality  and  horizon.  GGU270052A. 

Description:  All  the  specimens  are  somewhat  crushed, 
but  otherwise  the  preservation  is  good,  including  the  nacre- 
ous  shell.  The  holotype  seems  to  be  mature,  having  the  com- 


plete,  200°  long  bodychamber  preserved  (pl.  1,  fig.  la-b). 
The  diameter  of  this  specimen  is  42  mm  and  the  diameter  of 
the  phragmocone  ca  30  mm.  The  diameter  of  the  phragmo- 
cone of  other  specimens  varies  from  16  to  25  mm.  They  may 
be  juvenile  as  no  signs  of  crowding  of  the  last  sutures  have 
been  recognized.  The  cross  section  of  the  whorls  is  compres- 
sed  and  slightly  flattened  ventrally,  but  cannot  be  described  in 
detail  because  of  crushing.  The  umbilical  ratio  is  26-29%. 
Ribbing  can  be  recognized  from  a  diameter  of  4  mm.  The  ribs 
are  prorsiradiate  and  strongly  pro|ected  ventrally.  They  are 
usually  Single  and  extend  to  the  umbilical  edge  or  they  bifur- 
cate  close  to  the  umbilical  edge  in  rare  cases.  They  are  sharp  on 
the  flanks,  but  grow  broader  and  flatter  ventrally.  They  usu- 
ally form  a  ventral  chevron  of  an  acute  shape  proximally  and  a 
rounded  shape  distally.  In  certain  cases,  especially  in  early 
and  middle  growth  stages,  the  ribs  may  be  nearly  completely 
flattened  out  ventrally,  so  that  the  venter  tends  to  become 
smooth.  The  ribbing  on  the  venter  is  more  strongly  developed 
on  the  internal  mould  than  on  the  surface  of  the  shell,  as  the 
nacreous  layer  tends  to  smooth  out  the  sculpture.  The  pre- 
sence  of  weak  constrictions,  best  developed  on  mature  body- 
chambers,  gives  the  ribbing  a  slightly  irregulär  appearance. 
The  suture  lines  are  not  very  incised.  The  external  saddle  is 
broad  and  bifid  and  the  first  lateral  lobe  has  a  rather  symme- 
trical  trifid  shape. 

Discussion:  The  specimens  show  fairly  close  affinity  to 
early  LeymerielLi  forms  (Proleymeriella  Breistroffer, 
1947),  but  also  show  characters  which  connect  them  with  the 
next  evolutionary  stage  of  the  Leymeriella  group. 

The  early  stages  of  the  Leymeriella  stock  are  only  known 
from  Northern  Germany,  first  and  foremost  described  in  the 
classical  work  by  Brinkmann  (1937)  and  later  by  Kemper 
(1975)  and  Kemper  &  Zimmerle  (1978).  Brinkmann  showed 
that  the  earliest  representative,  L.  schrammeni,  evolved  from 
the  desmoceratid  Callizoniceras  and  he  described  two  diver- 
ging  lineages  evolving  from  that  species:  the  L.  tardefurcata 
lineage  and  the  L.  acuticostata  -  L.  regulans  lineage.  Brei- 
stroffer (1947)  established  a  subgenus,  Proleymeriella,  for 
L.  schrammeni  and  other  early  representatives,  later  treated 


17 


as  a  separate  genus  by  Casey  ( 1 957).  Later  investigations  seem 
to  show  that  every  gradation  benveen  the  two  lineages  occurs, 
both  in  early  and  later  stages  of  evolution  (Kemper,  1975;  Ca- 
sey, 1957). 

On  the  basis  of  the  presence  of  constrictions,  rare  occur- 
rences  of  bifurcating  ribs,  chevrons  on  the  venter  and  absence 
of  tardefurcate  Splitting  of  the  ribs  on  the  flanks,  the  speci- 
mens  here  described  are  believed  to  belong  to  early  repres- 
entatives  of  the  Leymenella  stock,  related  to,  but  not  identi- 
cal  with  L.  ("Proleymeriella")  schrammeni.  The  weakness  of 
the  constrictions,  rare  occurrence  of  bifurcating  ribs  and 
slightly  flattened  venter  in  early  growth  stages  indicate  that 
the  specimens  are  well  on  the  way  to  the  next  evolutionary 
Step,  e.  g.  as  represented  in  part  by  L.  acuticostata  Brink- 
mann. It  should  further  be  stressed  that  the  umbilical  ratio  of 
the  specimens  here  described  is  slightly  smaller  than  that  of 
L.  (P.)  schrammeni  (Vfpe  31  %),but  considerably  smaller  than 
in  L.  acuticostata  (neotype37%).  Theassemblageis  thus  best 
regarded  as  a  new  species.  A  fragment  of  a  Proleymeriella  sp. , 
described  by  Nagy  (1970)  from  Svalbard,  differs  from  the  col- 
lection  described  here  by  common  occurrence  of  ribs  bifurca- 
ting on  the  inner  third  of  the  flanks. 


Anadesmoceras  sp. 
(pl.  3,  fig.  2) 

Material:  One  fragment  in  Arcthoplites  concretion 
GGU270052B. 

Locality:  East  Peary  Land  (Fig.  2,  loc.  5). 

Description:  The  only  specimen  consists  of  an  incom- 
plete  bodychamber  and  parts  of  the  phragmocone.  The  dia- 
meter  at  last  suture  is  1 12  mm.  The  shell  is  rather  scaphitoid 
and  the  whorls  compressed,  having  the  maximum  width  at  the 
umbilical  edge,  from  where  the  flat  flanks  converge  towards 
the  narrowly  arched  venter.  The  surface  is  smooth  except  for 
very  obscure  ribs  on  the  flanks  and  faint  constrictions. 

Discussion:  The  fragment  shows  some  similarity  to  the 
later  Cleoniceras  discor  Saveliev,  1973  (p.  113,  pl.  8,  fig.  1; 
pl.  17,  figs3,  4)fromMangyschlakbothinsizeandcross-sec- 
tion,  but  this  latter  species  is  more  involute  and  more  orna- 
mented  than  the  Greenland  specimen. 


Freboldiceras  praesingulare  n.  sp. 
(pl.  1,  figs6-15) 

?1967  Freboldiceras  singulare  Imlay;  Nagy,  p.  48,  pl.  6,  fig.  3; 
text-fig.  11c. 

Holotype:  MGUH15982,  figured  in  pl.  1,  figs  lla-b. 
belonging  to  the  sample  GGU270052A. 

Type  locality:  East  Peary  Land  (Fig.  2,  loc.  5). 

Material :  Ca.  20  specimens,  partly  fragmentary,  all  from 
same  locality  and  horizon.  GGU270052A. 

Description  :  All  the  specimens  are  somewhat  crushed. 
The  largest  specimen,  with  most  of  the  bodychamber  preser- 
ved,  is  73  mm  in  diameter,  while  the  diameter  of  the  phragmo- 
cone is  52  mm.  The  diameter  of  the  phragmocones  varies 
from  22  to  52  mm  and  bodychambers  seem  to  attain  a  length 


of  about  half  a  whorl.  No  crowding  of  the  last  suture  lines  has 
been  seen  and  it  is  therefore  assumed  that  the  assemblage  re- 
presents  different  growth  stages,  although  sexual  dimorphism 
may  not  be  completely  excluded.  The  best  preserved  speci- 
mens show  a  compressed  shape  with  slightly  rounded  flanks 
and  with  the  maximum  thickness  close  to  the  umbilical  edge, 
an  evenly  rounded  venter,  a  shallow  umbilicus  and  a  high  ex- 
pansion  rate.  The  umbilical  ratio  is  about  21-27%,  but  must 
be  considered  slightly  higher  in  uncrushed  specimens. 

The  mother-of-pearl  of  the  shell  is  preserved,  revealing  fine 
preservation  of  shell  sculpture.  The  ornamentation  consists  of 
Striae,  ribs  and  rare  constrictions.  The  Striae  are  fine  and  fle- 
xuous,  bending  slightly  forward  ventrally.  The  ribs  are  usu- 
ally  Single  and  most  strongly  developed  at  the  umbilical 
Shoulder  and  on  the  outer  part  of  the  flanks.  However,  the 
ribs  are  highly  variable  in  strength,  shape,  distance  and  distri- 
bution  on  the  shell.  On  the  inner  whorls  very  faint  ribs  may  be 
discernible  at  the  umbilical  edge  and  on  the  inner  flanks  from  a 
diameter  of  6  mm,  but  some  specimens  stay  nearly  smooth  to 
a  diameter  of  about  20  mm.  As  mentioned  above,  the  ribs  are 
usually  Single,  but  in  rare  cases  they  bifurcate  on  the  outer 
part  of  the  flanks.  In  some  specimens  the  ribs  are  strongly 
swoUen  at  the  umbilical  Shoulder.  The  ribbing  is  prominent  to 
a  diameter  of  about  40  mm.  Fragments  of  larger  bodycham- 
bers are  smooth  except  for  the  fine  striation.  Rare  constric- 
tions may  be  seen  both  on  early  whorls  and  on  otherwise 
smooth  bodychambers. 

The  suture  lines  are  simple  with  a  broad,  shallowly  incised 
slightly  asymmetrical  first  lateral  lobe  and  a  small  highly 
asymmetrical  second  lateral  lobe. 

Discussion:  Some  of  the  specimens  are  rather  similar  to 
Freboldiceras  singulare  Imlay,  1959,  from  Alaska,  as  descri- 
bed by  Imlay  (1959,  p.  182,  pl.  30,  figs  1-7),  Imlay  (1960,  p. 
102,  pl.  14,  figs  8-1 7)  and  Jones  in  Jones  &  Crantz  (1967,  p. 
37,  pl.  7,  figs  1-25).  Furthermore,  suture  lines  are  very  close. 
However,  taking  the  füll  spectrum  of  Variation  into  account, 
the  specimens  from  Greenland  usually  differ  from  the  species 
from  Alaska  by  lacking  short  secondary  ribs,  the  very  rare  oc- 
currence of  bifurcating  ribs,  and  the  apparently  more  com- 
pressed shape.  According  to  Jones  (1967)  F.  singulare  from 
Alaska  includes  further  transitional  forms  between  F.  singu- 
lare and  Arcthoplites  talkeetnanus,  not  met  with  in  the  mate- 
rial  here  described.  Jones  (1967)  considered  that  the  genera 
Freboldiceras  Imlay  and  Arcthoplites  Späth,  together  with 
Grantziceras  Imlay,  were  derived  from  a  common  ancestor. 
The  three  genera  seem  to  occur  together  in  Alaska. 

The  Freboldiceras  described  here  (dated  to  the  early  part  of 
the  L.  tardefurcata  Zone  on  the  basis  of  occurrence  together 
with  Leymeriella  trollei  n.  sp.)  is  believed  to  be  slightly  earlier 
than  the  Alaskan  F.  singulare  (dating  discussed  p.  14),  and 
the  genus  Freboldiceras  may  thus  have  evolved  slightly  earlier 
from  a  desmoceratid  ancestor  thin  Arcthoplites  and  may  pos- 
sibly  have  given  rise  to  that  genus. 

A  few  poorly  preserved  specimens  from  Svalbard  referred 
to  Freboldiceras  singulare  by  Nagy  (1970),  may  belong  to  the 
species  described  here,  as  they  also  are  indicated  as  lacking  se- 
condary ribs. 


Arcthoplites  jachromensis  (Nikitin,  1888) 
(PI.  2,  figs  1-10;  pl.  3,  fig.  1) 

1888  Hoplnei  jachromensis  NiKITIN,  p.  57,  pl.  4,  figs  1-5,  7. 
1925  Arcthoplites  jachromensis  (NiKITlN);  SPATH,  p.  76. 
?1953  Arcthoplites    sp.    cf.    jachromensis    (NIKITIN);    DONOVAN, 

p.  117,  pl.  25,  figs  3,  4,  text-fig.  12. 
?1964  Arcthoplites   äff.  jachromensis   (NlKITIN);  Jeletzky,  p.  78, 
figs  lA-D. 
1970  Arcthoplites  jachromensis    (NiKITIN);   Nagv,   p.   51,   pl.  8, 
fig,  1. 

Material :  Aprofusionof  specimens  inafewlargeconcre- 
dons.  GGU270052B. 

Locality:  East  Peary  Land  (fig.  2,  loc.  5). 

Description:  The  presence  of  a  large  number  of  speci- 
mens in  the  same  concretion  provides  a  good  opportunity  of 
observing  the  variability  of  what  must  have  been  a  contem- 
poraneous  assemblage.  Most  specimens  are  slightly  crushed, 
but  are  otherwise  extremely  well  preserved,  inciuding  the  na- 
creous  shell.  The  diameter  of  the  largest  specimen  is  1 35  mm, 
the  diameter  at  the  last  suture  of  this  specimen  is  1 15  mm  and 
the  length  of  the  incomplete  body  chamber  270°.  Except  for 
that  specimen,  which  seems  to  be  mature,  the  material  con- 
tains  growth-stages  of  all  sizes,  the  smallest  one  measuring 
15  mm  in  diameter  at  the  last  suture.  The  umbilical  ratio 
shows  a  wide  Variation  -  from  21  to  34%. 

The  whorl  section  is  evenly  rounded  to  a  diameter  of 
15  mm,  and  from  that  stage  becomes  subquadrangular  until 
an  even  rounded  form  returns  in  mature  bodychambers.  The 
umbilical  slope  is  gently  inclined  and  the  maximum  width  is 
dose  to  the  umbilical  edge.  The  ratio  between  whorl  width 
and  whorl  height  varies  from  1.0  to  0.8. 

Ribbing  begins  at  a  diameter  of  about  10  mm.  The  early 
ribs  are  rather  weak  and  flexuous  but  become  gradually  more 
straight,  although  they  continue  to  develop  a  slight  forward 
bend  ventrally.  They  vary  somewhat  in  strength  and  sharp- 
ness,  but  othei-wise  show  a  very  persistent  pattern  with  mar- 
ked,  distant  primaries  bifurcating  high  on  the  flanks  or  with 
Single  ribs  intercalated.  The  ribs  are  well  developed  ventrally 
and  they  persist  to  the  peristome. 

The  suture  line  shows  a  wide,  only  shallowly  incised  first 
lateral  saddle,  a  fairly  complex,  slightly  asymmetrical  first  la- 
teral lobe,  which  is  somewhat  deeper  than  the  ventral  lobe,  a 
second  lateral  saddle  with  deep  phylloid  incisions  and  a  stron- 
gly  asymmetrical  second  lateral  lobe. 

Discussion:  Some  of  the  species  here  discussed  closely 
match  the  type  of/1.  jachromensis  figured  by  Nikitin  in  pl.  4, 
figs  1-2.  Saveliev  (1973)  has  referred  (with  some  doubt)  other 
specimens  figured  by  Nikitin  to  new  species  which  he  esta- 


blished  on  the  basis  of  coUections  from  the  L.  tardefurcata 
Zone  of  Mangyschlak  (A.  nikitini  Saveliev  [Nikitin,  pl.  4, 
figs  3,  4,  6];  A.  meridionalis  Saveliev  [Nikitin,  pl.  4,  fig  7]). 
These  specimens  tend  to  be  slightly  coarser-ribbed  than  spe- 
cimens from  Greenland  and  are  all  from  other  localities  than 
the  type.  Close  knowledge  of  the  stratigraphy  is  necessary  to 
justify  this  Splitting.  The  Arcthoplites  fauna  from  Mangy- 
schlak described  by  Saveliev  seems  primarily  to  differ  from 
A.  jachromensis  in  a  smoother  ribbing  pattern. 

All  other  Arahoplites  from  Alaska,  Canada  and  Svalbard 
(e.  g.  A.  belli  (McLearn),  A.  talkeetnanus  (Imlay),  A.  bir- 
kenmajeri  Nagy)  tend  to  show  relations  to  Freboldiceras  in 
ribbing  pattern,  e.  g.  by  weakening  of  the  ribbing  on  venter 
and  bodychamber.  Some  uncertainty  still  remains  over  the 
delimitation  of  the  two  genera. 


Middle  Albian  hoplitids 
(pl.  3,  figs  3-4) 

Material :  Two  fragments  coUected  by  Greenarctic  Con- 
sortium  and  placed  at  our  disposal  by  Dr.  Brian  Jones,  De- 
partment of  Geology,  University  of  Alberta. 

Locality:  Lastern  part  of  Kilen,  Kronprins  Christian 
Land.  Exact  locality  unknown. 

Description:  One  of  the  specimens  (pl.  3,  fig.  4)  con- 
sists  of  a  crushed  fragment  of  Anahoplites,  the  sculpture  of 
which  shows  some  similarity  to  A.  davtesi  ornata  Späth 
(1924,  pl.  14,  figs  5c-d).  The  other  fragment  may  be  a  gastro- 
plitid.  It  consists  of  only  an  outer  mould  of  the  flank  and  um- 
bilicus,  shown  as  a  cast  in  pl.  3,  fig.  3. 


ACKNOWLEDGEMENT 

The  results  described  in  this  paper  are  based  on  field  work  carried 
out  in  connection  with  a  mapping  programme  of  North  Greenland 
undertaken  by  the  GeologicalSurveyof  Greenland  (GGU),  in  which 
one  of  the  authors  (E.  H.)  took  part  in  1978  and  1980.  Weexpressour 
sincere  thanks  to  Niels  Henriksen  for  the  Organization  of  the  expe- 
ditions  and  to  CLAUS  Heinberg  and  Flemming  Rolle,  who  collec- 
ted  important  parts  of  the  material  here  described.  We  are  grateful  to 
Dr.  Brian  Jones,  Edmonton  and  Dr.  Ulrich  Mayr,  Calgary  who 
made  available  the  hoplitids  kept  in  the  Geological  Department,  Uni- 
versity of  Alberta,  and  to  Dr.  E.  Kemper,  Hannover,  Dr. 
H.  G.  Owen,  London  and  Dr.  D.  L.  Jones,  La  Jolla,  California  for 
helpful  advice  on  some  of  the  ammonites.  We  thank  also 
R.  G.  Bromley,  K.  Nielsen,  J.  Aagaard,  H.  Egelund, 
E.  Nordmann  and  I.  Nyegaard  for  help  in  the  preparation  of  text 
and  illustrations. 

This  paper  is  published  with  the  approval  of  the  Director  of  the 
Geological  Survey  of  Greenland. 


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lin. 


Plate  I 

All  figures  natural  size,  arrows  mark  last  suture.  Specimens  marked  MGUH  kept  in  Geological  Museum 
of  the  University  of  Copenhagen  and  specimens  marked  UA  kept  in  Geological  Department  of  the 
University  of  Alberta,  Edmonton. 


Figs  1-5. 


Figs6-15. 


Fig.  16. 
Figs  17-18 

Fig.  19. 


LeymerielU  trollet  n.  sp.  All  from  Sample  GGU270052A. 

Fig.     !.  Holotype,  MGUH  15972.  Complete  adult. 

Fig.    2.  MGUH15973.  Bodychamber  incomplete. 

Fig.    3.  MGUH15974.  Presumably  juvenile. 

Fig.    4.  MGUH15975.  Presumably  juvenile,  bodychamber  incomplete. 

Fig.    5.  MGUH15976.  Presumably  juvenile,  bodychamber  incomplete. 

Freboldiceras praesingulare  n.  sp.  All  from  sample  GGU270052A. 

Fig.    6.  MGUH  15977.  Juvenile?  specimen,  bodychamber  incomplete. 

Fig.    7.  MGUH  15978.  Juvenile?  specimen,  bodychamber  incomplete. 

Fig.    8.  MGUH15979.  Juvenile?  specimen,  bodychamber  nearly  complete. 

Fig.    9.  MGUH15980.  Juvenile?  specimen,  bodychamber  apparently  complete. 

Fig.  10.  MGUHI5981.  Juvenile?  specimen,  bodychamber  nearly  complete. 

Fig.  1 1.  Holotype.  MGUH  15982.  Juvenile?  specimen,  bodychamber  nearly  complete. 

Fig.  12.  MGUH15983.  Fragment  of  adult?  bodychamber. 

Fig.  13.  MGUH15984.  Fragment  of  adult?  bodychamber. 

Fig.  14.  MGUH15985.  Fragment  of  adult?  bodychamber. 

Fig.  15.  MGUH15986.  Juvenile?  specimen,  bodychamber  nearly  complete. 

Polyptychites  middendorffi  Pavlov,  1914.  Sample  GGU2161 18.  MGUH15987. 
Incomplete  phragmocone. 

Astieriptychites  sp.  Sample  GGU216117. 

Fig.  17.  MGUH  15988.  Fragment  of  bodychamber.  Gast  of  external  mould. 

Fig.  18.  MGUH15989.  Fragment  of  bodychamber.  Gast  of  external  mould. 

Polyptychites  mtehalskii  ßOGOSLOVSKY,  1902  [m]. 
Sample  GGU2161 18.  MGUH15990. 


Zitteliana  10,  1983 


BiRKELUND,  T.  &  HAKANSSON,  E. 


Plate  1 


Plate  2 


Figs  1-10.  Arcthoplnes  jachromerists  (NlKlTlN,  1888). 

All  from  the  same  concretion,  sample  GGU270052B. 

Fig.     1.  MGUH 15991.  Juvenile  specimen  with  incomplete  bodychamber. 

Fig.    2.  MGUH  15992.  Juvenile  specimen  with  incomplete  bodychamber. 

Fig.    3.  MGUH  15993.  Juvenile  specimen  with  incomplete  bodychamber. 

Fig.    4.  MGUH15994.  Juvenile  specimen  with  incomplete  bodychamber. 

Fig.    5.  MGUH15995.  Incomplete  phragmocone. 

Fig.    6.  MGUH  15996.  Incomplete  phragmocone. 

Fig.    7.  MGUH  15997.  Incomplete  phragmocone. 

Fig.    8.  MGUH  1 5998.  Juvenile  specimen  with  incomplete  bodychamber. 

Fig.    9.  MGUH  15999,  Juvenile  specimen  with  incomplete  bodychamber. 

Fig.  10.  MGUH  16000.  Incomplete  phragmocone. 


Zitteliana  10,  1983 


BlRKELUND,  T.  &  HÄK.ANSSON,  E. 


Plate  2 


Plate  3 


Fig.  1.  Arcthoplitesjachromensii(N]KmN,\i 

Sample  GGU270052B.  MGUH16001.  Nearly  complete  adult. 

Fig.  2.  Anadesmoceras  sp.  Sample  GGU270052B.  MGUH16002. 

Incomplete  bodychamber. 

Fig.  3.  Gastroplitid.  Gast  of  external  mould.  UA7027. 

Fig.  4.  Anahoplites  cf.  A.  daviesi  ornata  SPATH,  1924. 

Fragment  of  phragmocone.  UA7028. 


Zitteliana  10,  1983 


BiRKELUND,  T.  &  HAKANSSON,  E. 


Plate  3 


27 


Zitteliana 

10 

27-41 

München,  I.Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

The  stratigraphy  and  Sedimentation  of  the  Turonian-Campanian 
in  the  Southern  Province  of  England 


By 
RORY  N.  MORTIMORE*) 

With  5  text  figures  and  2  tables 

ABSTRACT 


A  new  iithostratigraphic  and  revised  biostratigraphic 
scheme  for  the  White  Chalk  of  the  Southern  Province  of  Eng- 
land is  proposed,  introducing  a  Sussex  White  Chalk  Forma- 
tion with  six  Members,  the  Caburn,  Lewes,  Seaford,  Newha- 
ven,  Whiteciiff  and  Portsdown  Chalks,  based  on  stratotype 
sections  in  East  Sussex  and  the  Isle  of  Wight. 

Isopachyte  and  lithofacies  data  indicate  that  the  Turo- 


nian-Campanian Chalk  was  deposited  in  a  complex  basin 
with  an  axial  trough  surrounded  by  shelves  and  containing 
many  local  periclinal  shaped  swells  across  which  condensa- 
tion  occured.  Consequently  ideal  type  sections  for  stratigra- 
phic  purposes  are  limited.  As  far  as  possible  the  thickest  and 
most  complete  sections  have  been  chosen  as  stratotypes  but 
many  anomalies  occur;  these  are  discussed. 


KURZFASSUNG 


Eine  neue  lithostratigraphische  Gliederung  und  ein  revi- 
diertes biostratigraphisches  Schema  für  den  White  Chalk  der 
Süd-Provinz  Englands  wird  vorgeschlagen.  Es  wird  eine  Sus- 
sex White  Chalk  Formation  eingeführt  mit  6  Unterteilungen : 
Caburn,  Lewes,  Seaford,  Newhaven,  Whiteciiff  und  Ports- 
down Chalk  Member,  deren  Stratotyp-Profile  in  East  Sussex 
und  auf  der  Isle  of  Wight  liegen. 

Isopache  Rekonstruktionen  und  lithofazielle  Analysen  zei- 


gen, daß  die  Turon-Campan-Kreide  in  einem  differenzienen 
Becken  mit  einem  axialen  Trog  abgelagert  wurde,  umgeben 
von  Schelfgebieten.  Dieses  Becken  enthielt  viele  lokale  kup- 
pige Schwellen,  auf  denen  Kondensation  stattfand.  Deshalb 
sind  gute  komplette  Profile  für  stratigraphische  Zonierungen 
begrenzt.  Die  komplettesten  und  mächtigsten  Profile  wurden 
als  Stratotyp-Profile  ausgewählt,  obwohl  Anomalien  auftre- 
ten, die  hier  diskutiert  werden. 


TABLE  OF  CONTENTS 


1.   Introduction 28 

II.   Lithostratigraphy    28 

III.  Biostratigraphy   33 

rV.   Sedimentation  in  the  Sussex  Trough  and  on  its  Margins 33 

V.   Stratigraphic  Anomalies   36 

VI.   Conclusions 40 

Acknowledgements 40 

Literature 40 


R.  N.  MORTIMORE,  Geotechnical  Section,  Department  of  Civil 
Engineering,  Brighton  Polytechnic,  Brighton,  England. 


28 


I.  INTRODUCTION 


Upper  Cretaceous  stratigraphy  in  the  Southern  Province  of 
England  (Figure  1)  has  altered  little  since  publication  of  the 
Cretaceous  Memoir  by  Jukes-Browne  &  Hill  (1903-4), 
(Table  1).  Elsewhere,  Fletcher  (1979;  and  see  also  Fletcher 
&  Wood  in  Wilson  &  Manning,  1978)  and  Wood  &  Smith 
(1978)  have  introduced  new  lithostratigraphies  for  the  Upper 
Cretaceous  in  Northern  Ireland  and  the  Northern  Province  of 
England  respectively.  This  paper  complements  that  work 
with  the  introduction  of  a  new  lithostratigraphy  (Table  2)  for 
the  Turonian-Campanian  of  the  Southern  Province  of  Eng- 
land. The  biostratigraphy  remains  largely  as  introduced  from 
France  by  HEbert  (1874)  and  Barrois  (1876)  with  modifica- 
tions  by  Br'i'done  (1914)  and  Gaster  (1924).  It  is  suggested 
that  a  more  refined  use  can  be  made  of  inoceramids,  Micraster 
and  Echinocorys. 


The  Southern  Province  (Figure  1)  as  understood  here  is 
both  a  biogeographic  region  as  defined  by  Stokes  (1975)  and  a 
tectofacies  region  (sensu  Krumbein  &  Sloss,  1955)  which  is 
determined  partly  from  the  isopachyte  orientations  (Figure  3) 
and  on  lithostratigraphical  evidence.  The  Northern  Province 
(Stores  1975;  Wood  and  Smith  1978)  is  clearly  defined  in 
Yorkshire,  Lincolnshire  and  northern  Norfolk  but  grades 
both  bio-  and  lithostratigraphically  into  a  transitional  region. 
This  transitional  region  is  not  as  well  researched,  and  on  pre- 
sent  evidence  provides  difficulties  in  correlation  between  the 
Northern  and  Southern  Provinces  because  both  the  litholo- 
gies  and  the  faunas  appear  to  be  transitional.  These  difference 
are  most  apparent  in  the  Coniacian  and  Santonian. 


Flg.1 


Upper  Cretaceous  provinces  in 
England  and  location  of  strato- 
type sections  in  the  Southern 
Province 

1.  Lewes  (Sussex) 

2.  Sussex  coast  sections 
3.Whiiecliffe  Isle  of  Wight 


[         ]  Upper  Cretaceous 


II.  LITHOSTRATIGRAPHY 


Jukes-Browne  &  Hill  (1903^)  retained  two  lithostrati- 
graphic  sub-divisions  for  the  Turonian-Campanian  in  Eng- 
land, the  Middle  and  Upper  Chalk,  although  the  boundary 
between  these  implied  formations  was  taken  variously  at 
either  the  base  of  the  Chalk  Rock  (Figure  4a)  or  the  first  flints, 
or  the  base  of  the  Sternotaxis  {Holaster)  planus  Zone.  Current 


re-mapping  of  the  Chalk  by  the  Institute  of  Geological 
Sciences  has  shown  that,  at  least  in  Sussex,  the  boundary  bet- 
ween these  two  formations  is  difficult  to  recognize  in  the  field 
and  therefore,  un-mappable.  Thus,  the  Middle  and  Upper 
Chalk  have  been  "lumped"  into  one  unit. 


29 


TRADITIONAL  STRATIGRAPHY 


e 


TflP   fnr.K 


CHALK  ROCK 


MELBOURNRK  <J 


PHILLIPS 

1818 


DOVER 


FEW 
ORGANIC 
REMAINS 


CL        <  Z  Z 

tr  •-  2  **  2 


GREV 
CHALK 


CHALK 
MARL 


UGS    Of 
GAULT 


FEW 
ORGANIC 
REMAINS 


MANTELL 
1822 


SUSSEX 


GRE  Y 

CHALK 

MARL 


CALEB 

EVANS 

1870 


(CROYDON 
TO  OXTED 
RAILWAY 
CUTTINGSI 


3  LUE  CHALK 
MARL 


LOWER 
«fNLEY 


HEBERT 

1874 


BARROIS 
1876 

(England  &  Ireland) 
SUSSEX 


PENNINGSi 

JUKESBROWr^ 
1881 


CAMBRIDGE 


Zone  ä 
Marsupltes 


Craie  de 
Bnghton 


JUKES-BROW.. 

«HILL 

1903-4 

S.ENGLAN[i 


MORTIMORE     1982 


GREY 

CHALK 


CHALK 
ARL 


GREY 

CHALK 


CHALK 
MARL 


BEDS 


ALUM     BAY   B 


FARLINGTON    B 


BEOHAMPTON  B 


WHITECLIFF      B 


SOMPTING    B 


CASTLE  HILL    B 


BASTION  STEPS  B 


MEECHING     B 


PEACEHAVEN     B 


OLO    NORE    B 


SPLASH   POINT  B 


SEAFOHD  HEAD  B 


CUCKMERE  B 


BELLE  TOUT    B 


BEACHY  HEAD   B 


LIGHT   POINT  B 


GREY 
CHALK 


CHALK 
MARL 


NAVIGATION 
LEWES 


GLYNDE      B 


NEW    PITS    B 


HOLYWELL   B 


MELBOURN    ROCK 


Table  1       EVOLUTION    OF   LITHOSTRATIGRAPHIC   CONCEPTS    IN    THE   CHALK    OF  SOUTHERN   ENGLAND 


It  is  proposed  to  replace  this  undifferentiated  sequence  with 
a  Hedbergian  lithostratigraphy,  recognizing  a  Sussex  White 
Chalk  Formation  with  six  members  which  are  in  turn  subdi- 
vided  into  beds  (Table  2).  The  sections  around  Lewes  and  on 
the  coast  between  Eastbourne  and  Brighton  in  Sussex  and  the 
coast  section  at  Whitecliff,  Isle  of  Wight,  are  selected  as  stra- 
totypes. 

The  Sussex  White  Chalk  Formation  is  defined  as  all  the 
chalk  above  the  Planus  Marls  i.  e.  starting  at  the  base  of  the 
Middle  Chalk  sensu  Jukes-Browne  &  Hill  1903-4  as  preserv- 
ed  in  the  Southern  Province  up  to  the  Tertiary  erosion  surfa- 
ce.  This  term  follows  Rowe's  concept  of  the  White  Chalk  in 
his  study  of  the  coast  sections  (Rowe  1900-1907).  The  highest 
preserved  chalk  in  the  Province  is  found  on  the  Isle  of  Wight 
and  in  Dorset  and  falls  within  the  lower  part  of  the  Upper 
Campanian. 

On  the  basis  of  major  lithological  changes  which  neverthe- 
less  do  not  constitute  mappable  units,  the  Sussex  White  Chalk 


Formation  is  divided  into  six  units  of  member  Status .  These  li- 
thologies  are  sufficiently  distinct  to  be  recognized  both  in  the 
field  and  in  cores  and  geophysical  logs  of  boreholes.  The  di- 
stinctive  lithologies  are: 

1.  Griotte  texture  (Tucker  1973)  a  term  derived  from  the 
Pyrennean  Devonian  and  Carboniferous  griotte  formations 
used  to  describe  the  marl  plexus  beds  which  contain  augens  of 
chalk  surrounded  by  mterlacing  network  of  marl  often  with 
horsetails. 

2.  Nodular  and  hardground  chalks  which  represent  a  series 
in  sea  floor  lithification  and  burrowing  (Bromley  1975),  from 
indistinct,  slightly  red  iron-stained  lumpy  chalks  with  no 
clear  upper  surface  to  well  cemented  hardgrounds  with  well 
defined  upper  surface  which  may  be  mineralised  with  glauco- 
nite  and  phosphate  as  well  as  iron. 

3.  Soft,  featureless  chalks,  locally  laminated,  containing 
very  few  obvious  sedimentary  discontinuities  but  often  con- 
taining distinctive  seams  of  nodular  or  semicontinuous  (tabu- 


30 


kr)  flints.  The  laminae  usually  contain  small  lithoclasts  deri- 
ved  from  the  chalk  and  small-scale  slump  folds  and  usually 
truncate  burrow  structures  indicating  a  post  sedimentary  ori- 
gin. 

4.  Discrete  marls  are  distinct  from  either  the  griotte  texture 
or  the  marly  chalks  which  contain  less  than  80%  carbonate, 


primarily  on  the  basis  of  scale  and  structure.  For  example, 
marly  chalks  tend  to  be  massive  (i.  e.  0.5-1.0  m  thickness) 
while  griotte  marly  layers  may  ränge  from  0.03  m  to  0.5  m  in 
thickness  but  will  comprise  a  heterogeneous  plexus.  Discrete 
marls,  by  contrast,  ränge  from  0.03  m  to  0.3  m  in  thickness 
but  on  average  are  between  0.05-0.10  thick.  The  seam  is 


Stratigraphy  of  the  Sussex  White  Chalk  Formation 
Lewes  and  Whitecliffe  stratotypes 


31 


much  more  homogeneous  than  the  griotte  marl,  has  a  distinct 
base  and  a  dark  colour  and  may  posess  either  a  plastic  or 
brittle  texture.  The  homogeneous  nature  of  these  marl  seams 
(closed  seam  of  RowE  1900)  is  maintained  over  thousands  of 
Square  kilometres  and  provides  an  unmistakable  signature  on 
geophysical  borehole  logs  (particularly  electrical  resistivity 
and  natural  gamma).  In  consequence  these  marls  provide  a 
convenient  series  of  easily  recognizable  marker  horizons 
within  the  succession  which  are  used  to  delimit  the  bounda- 
ries  between  many  of  the  members  and  beds. 

Six  members  are  recognized  as  follows: 

1 .  The  Caburn  Chalk  Member;  type  locality  Mount  Ca- 
burn,  Lewes,  Sussex;  basal  marker,  base  of  the  Melbourn 
Rock  (see  Jefferies  1963  Plate  2  P.  7,  Holywell  coast  section 
Eastbourne  [boundary  stratotype]).  The  whole  member 
comprises  predominantly  griotte  chalks  both  of  a  nodular 
type  e.  g.  Melbourn  Rock  and  Middle  Holywell  Beds,  and  a 
more  massive  soft  chalk  type  in  the  remainder  of  the  sequen- 
ce.  Discrete  marl  seams  particularly  characterise  the  upper 
part  of  the  sequence  beginning  with  the  Mailing  Street  Marls 
at  the  boundary  between  the  conventional  Mytiloides  labia- 
tus  and  Terebratulina  lata  Zones  and  the  lower  marl  which  is 
also  the  boundary  between  the  Holywell  and  New  Pits  Beds. 

2.  The  Lewes  Chalk  Member;  type  locality  Lewes,  Sussex, 
basal  marker  the  surface  beneath  the  Glynde  Marl  at  Caburn 
Pit,  Lewes  (boundary  stratotype).  Well  developed  beds  of 
nodular  chalk  enter  above  the  Glynde  Marl  and  recur  in  belts 
separated  by  softer  sometimes  griotte  chalks.  Discrete  marls 
are  present  in  the  lower  half  of  the  member  and  the  first  regu- 
lär flint  seams  enter  in  the  Glynde  Beds  in  association  with  the 
first  nodular  chalks. 

The  boundary  between  the  Caburn  and  Lewes  Chalk  so  de- 
fined  does  not  equate  with  the  boundary  between  the  Middle 
and  Upper  Chalk  used  by  the  Geological  Survey  in  the  south 


coast  counties  of  England  (Jukes-Browne  &  Hill  1903^)  but 
falls  considerably  below  it  (Table  1).  Both  the  Chalk  Rock 
and  the  Top  Rock  (Figure  4a  and  b),  however  defined  strati- 
graphically,  fall  within  the  Lewes  Chalk.  These  rwo  marker 
Units  represent  varying  degrees  of  condensation  resulting  in 
complex  amalgamation  of  nodular  chalks  to  mature  hard- 
grounds.  Various  horizons  have  been  identified  as  the  Chalk 
Rock  or  Top  Rock  sensu  lato  (Hill  1886).  These  various  le- 
vels  are  indicated  in  Figure  4a  and  b.  The  Chalk  Rock  sensu 
stricto  (i.  e.  Whitaker  1861;  Hill  1886)  has  been  in vestigated 
by  Bromley  &  Gale  (in  press).  The  bed  names  proposed  for 
the  subdivision  of  the  Lewes  Chalk  are  intended  to  replace  the 
ambiguous  terms  Chalk  Rock  and  Top  Rock  particularly  in 
the  region  of  the  Chalk  Rock  sensu  lato. 

Bänderkreide  texture,  a  term  derived  from  the  Maastricht- 
ian  Chalk  of  north-west  Germany  (Voigt  &  Hantschel, 
1956)  to  describe  discrete  millimetre-thick  lenses  of  whispy 
dark  clay  and  silt  grade  marl  occurs  at  two  distinct  levels  in  the 
Lewes  Member.  The  lower  horizon  occurs  everywhere  bet- 
ween the  Lewes  Hardground  and  the  Navigation  Marl  (Figu- 
re 4a)  and  the  upper  horizon  between  the  various  hard- 
grounds  and  nodular  beds  comprising  the  Beachy  Head  Beds. 
This  streaky  marl  structure  has  been  referred  to  the  trace  fossil 
Zoophycos  and  this  identification  has  now  been  confirmed  for 
the  first  time  in  the  Sussex  White  Chalk  (R.  G.  Bromley  and 
A.  Ekdale,  personal  communication). 

3.  The  Seaford  Chalk  Member;  type  locality  Seaford  Head, 
Sussex;  basal  marker  lower  Shoreham  Marl  Seam  at  Seaford 
Head  (boundary  stratotype).  Seaford  chalk  is  typical  of  the 
featureless  lithology  but  containing  numerous  laminae  at  Sea- 
ford Head  and  also  containing  several  prominent  flint  seams 
of  which  the  Seven  Sisters  Flint  is  the  most  conspicuous. 

4.  Newhaven  Chalk  Member;  type  localities  Seaford  Head 
and  Newhaven,  Sussex;  basal  marker  the  Seaford  Marl  at  Sea- 


Table  2:  Note  that  the  colunin  showing  faunules  shows  levels  of  abundance  and  not  total  ranges. 


Key:  Shide  M 
BTM 
NP2 


=     Marl 

=     Belle  Tout  Marl; 

=     New  Pits  Marl  No.  2; 


Inoceramids: 

hercyn 
lamarc 
I.  w.  dorf 
cf  koen. 
M.  transition 


hern'nicits; 

lamarcki; 

■Waltersdorf ensis; 

koeneni; 

group  of  Micrasterids  as  yet  not  formally 

identified     transitional     between     M. 

deapiens   and    M.    coranquinum    with 

affinities  to  M.  intermedius; 


U.  s  =      Uintacrmus  socialis; 

M.  t  =     Marsupites  testudinarius; 

E.    tectiform  =     Echinocorys  scutata  var: 

tectiformis; 

E.    depressu  =     Echinocorys  scutata  vir: 

depressula; 

O.  piano  =     Offaster planatus  (planoconvexus); 

E.    downend  =     fc/^mocorysof  particular  shapefound  in 

the  higher  Whitecliff  Chalk  (see  also 
Fig.  4d  E.  s.  type  6)  found  at  Downend 
Quarry,  Portsdown  and  not  yet 
formally  identified. 


32 


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33 


ford  Head  (boundary  stratotype).  The  Newhaven  Chalk  sees 
the  return  of  griotte  marl  lithologies  but  in  chalk  of  greater 
purity  than  the  Caburn  Member  and  with  greater  intervals 
between  the  griotte  marl  layers.  Of  particular  interest  are 
some  of  the  discrete  marl  seams  particularly  the  Brighton 
Marl  in  the  Mursupites  testudinarms  Zone  and  the  Old  Nore 
Marl  (Figure  4c).  Marl  in  this  part  of  the  sequence  is  restricted 
to  Wessex  and  Sussex  and  is  better  developed  in  the  central 
part  of  the  trough  around  Salisbury  and  Winchester,  where 
for  example  the  Pepperbox  Marls  appear  but  are  absent  in  East 
Sussex  at  Newhaven.  Consequently  the  upper  limit  of  marl  in 
the  sequence  is  stratigraphically  variable  but  within  limited 
bounds. 

5.  Whitecliff  Chalk  Member;  type  locality  Whitecliff,  Isle 
of  Wight;  basal  marker  the  upper  Castle  Hill  Marl;  Castle 
Hill,  Newhaven  and  Whitecliff,  Isle  of  Wight  (boundary  stra- 
torypes).  As  stated  above  the  upper  limit  of  marl  seams 
around  the  junction  between  the  Newhaven  and  Whitecliff 
Chalk  varies  between  Sussex  and  Wessex  but  the  Castle  Hill 
Marls  remain,  everywhere,  a  major  and  easily  recognizable 
marker  and  are  therefore  chosen  as  the  boundary  between 


these  members.  With  the  exception  of  the  Castle  Hill  Beds,  a 
distinctive  flinty  unit  at  the  base  of  the  member,  in  which  marl 
seams  such  as  the  Pepperbox  Marls  are  developed  in  the  we- 
stern  part  of  the  region,  the  Whitecliff  Chalk  is  devoid  of  good 
marl  seams.  The  member  contains  flint  seams  throughout  but 
at  certain  levels  columnar  or  paramoudra  potstone  flint  hori- 
zons  (sensu  Bromley  et  al.  1975)  are  present  and  these  are  late- 
rally  persistent  (see  Figure  4d).  Paramoudras  in  association 
with  levels  of  pelletal  phosphate  enrichment  are  a  feature  of 
the  higher  part  of  the  member. 

6.  The  Portsdown  Member;  type  localities  Portsdown 
(Bedhampton  and  Farlington)  Hants  and  Whitecliff,  Isle  of 
Wight;  basal  marker,  the  Portsdown  Marl  at  Whitecliff 
(boundary  stratotype).  Griotte  marl  seams  return  in  the 
Portsdown  Member  and  as  in  the  Newhaven  Chalk  many  of 
the  seams  are  paired  (e.  g.  Brydone  1914).  The  upper  limit  of 
this  member  is  not  defined  although  in  the  Scratchells  Bay  sec- 
tion  the  return  of  marl-free  chalk  can  be  recognized. 

These  six  members  are  subdivided  into  beds  (see  Table  2) 
but  the  delimiting  marker  horizons  for  all  bed  divisions  are 
defined  elsewhere  (Mortimore  in  preparation). 


III.  BIOSTRATIGRAPHY 


An  internationally  agreed  scheme  for  the  boundaries  and 
subdivisons  of  the  Coniacian  to  Campanian  is  still  not  resolv- 
ed.  Critical  ammonites  and  belemnites  are  either  absent  or  not 
preserved  in  sufficient  numbers  in  the  chalk  facies  of  the  Sout- 
hern Province  of  England  to  contribute  to  such  a  discussion. 
However  inoceramid,  echinoid  and  brachiopod  assemblages 
are  abundant  at  many  levels,  and  the  first  rwo  groups  potenti- 
ally  allow  a  more  refined  subdivision  then  the  traditional  zo- 
nal scheme  suggests  (Table  2).  Some  of  the  critical  taxa  also 
occur  in  the  Paris  Basin  Chalk  associated  with  ammonites  no- 
tably  in  the  Craie  de  Villedieu  and,  therefore,  a  preliminary 


Statement  or  their  position  in  the  southem  English  Chalk  is 
considered  to  be  of  value. 

Ranges  of  the  key  marker  species,  both  macro-fossils  and 
foraminifera  are  shown  in  Bailey  et  al.  1982  against  the  litho- 
stratigraphical  framework  defined  here.  It  is  hoped  that  at  a 
later  stage  modifications  to  the  zonal  structure  of  the  Sussex 
White  Chalk  can  be  made  based  on  Micraster  (Drummond  in 
preparation).  From  Bailey  et  al.  Figures2  and  3,  itwillbeseen 
that  an  inoceramid  zonation  is  implicit  in  the  Coniacian  and 
Santonian.  Inoceramids  are  also  of  particular  use  in  subdivi- 
sion of  the  Turonian  (Table  2). 


IV.  SEDIMENTATION  IN  THE  SUSSEX  TROUGH  AND  IN  ITS  MARGINS 


Isopachyte  data  (Figures  3a-d)  indicates  that  the  Southern 
Province  Upper  Cretaceous  was  deposited  in  a  broad  basin 
which  had  an  axial  trough  running  close  to  the  northem  mar- 
gin of  the  South  Downs  of  East  Sussex  and  through  Winches- 
ter and  Salisbury  to  the  west.  Maximum  fluctuation  in  thick- 
ness  throughout  the  Upper  Cretaceous  is  concentrated  in  East 
Sussex. 

Isopachyte  maps  (Figure  3)  demonstrate  that  areas  of  shoal- 
ing  are  present  around  the  western  and  northern  margins  of 
the  basin,  (Mid-Dorset  Swell  and  the  Berkshire-Chiltems 
Shelf,  Figure  3).  Local  thinning  across  periclinal-shaped 
structures  is  also  apparent  from  the  isopachyte  data.  Many 
more  of  these  structures  probably  exist  on  both  the  shelves 
and  in  the  main  basin  of  deposition.  The  Wessex  part  of  the 
Lower  Chalk  isopachytes  (Figure  3a)  follow  those  of  Drum 
MOND  (1970)  who  defined  the  Wessex  Shelf  and  Mid-Dorset 
Swell.  The  Berkshire-Chilterns  Shelf  is  a  region  of  general 


thinning  but  also  clearly  contains  swell-like  structures  (Figu- 
re 3c). 

Lithofacies  Variation  is  clearly  controlled  by  both  the  gross 
basin  structure  of  the  region  (Figure  3a-d)  and  the  local  peri- 
clinal  axes  (e.  g.  Brighton  Dome,  Figure  5a).  Shelves  and  local 
swells  tend  to  be  the  sites  of  Sediment  attenuation  and  the  con- 
comittant  development  of  nodular  chalks  and  mature  hard- 
grounds.  Some  marker  beds  such  as  marl  and  flint  seams  may 
have  been  eroded,  or  in  fact  never  deposited,  across  such 
structures  as  the  Brighton  Dome.  Coarser,  calcarenitic  chalks 
are  frequently  found  in  the  cuvettes  associated  with  local 
structures,  or  as  in  the  case  of  the  Kingston  Beds,  infill  the 
main  axis  of  the  trough  (Brydone's  Twyford  Down  facies,  Fi- 
gure 3c,  Griffiths  &  Brydone,  1911  p.  13-14).  This  facies  is 
now  best  seen  in  the  upper  Kingston  Beds  in  Bridgewick 
Quarry  near  Lewes. 


34 


Coarser  Sediments  on  shelves          ^^                     ^          \_       \        /                                                                     { 

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30 

Fig.  3a     Lower  Chalk   Isopachytes  (  Metres) ;  Wessex  data  from  Drummond  1970 

Area  of  a  Condensed  M.labiatus  zone  and  well  developed 
Melbourn  Rock  60. 

Area  of  a  Condensed  T.  lata  zone 
Intermediate  area 


Zone  Ol  maximuni   tiuTruHlion 


Flg.  3b    Caburn  Chalk  Isopachytes  Low  and  MId  Turonian  (Metres) 


35 


Area  of  typical  Chalk  Rock  (  Burghclere  Facies  of 
Brydone  1911) 

Area  of  Twyford  Down  Facies  ( Brydone  1911) 

II  I  II  Intermediate  area 

JLocalities  with 'spurious 
Chalk  Rocks 

•    Control  point 


Flg.  3c   High  Turonian   Isopachytes  (  Metres) 


Area  of  typical  Top  Rock (  Chatwin  and  WIthers  1908 
Hope  Gap  to  Light  Point  Hardgrounds) 

Southern  Top  Rock  (Navigation  Hardgrounds) 
Control  point 


'21        30 


>^«s40        ;'42 
Zone  Ol  maximum   tlucluation 


Fig.3d    Upper  Lewes  Chalk  lsopachytes(  metres)  Low  and  Mid  Ccniacian 


36 


V.  STRATIGRAPHIC  ANOMALIES 


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LEWES  COMPTON 

NAVIGATION  i  CABURN  BAY 

SUSSEX  I.O.W. 

Navigation  M 


SHILLINGSTONE        MERE  DOVER 

DORSET  CHARNAGE  DOWN       I  ANGDON  &  AKERS 

WILTS 


Glynde  M 


;|    1  Chalk  Rock 
■'    J  ot 


Dover 


Fig. 4a  Variation  in  the  Lower  Lewes  Chalk  in  the  Southern  Province    England 
The  various  horizonsof  Chalk  Rock  are  only  shown  on  the  sections 
where  they  were  named  by  previous  authors 


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LEWES  WITH 
BEACHY  HEAD 


DOVER 

LANGDON  &  ST  MARGARETS 


Beedin< 
Hardgrounds 


Hope  Gap 
Hardgrounds 


Chffe  Hardgnds 


Navigatiot 
Naw  HG  s 
(Süssen  Top  Bock) 


r  (     Hope  Gap 


■^i     Clitre  HG 


'""■'''■(     Dover  Top  Rock 
(Navigation  HG) 


■yrr-'WT,  Top  Rock  of  Sussex  and  Kenl 


Fig. 4b  Variation  in  the  Upper  Lewes  Chalk  in  the  Southern  Province    England  .showing  the  many 
have  been  taken  as  top  rock  replaced  by  the  bed  names  proposed  here 


37 


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SEAFORD 
SUSSEX 


BLACK  RABBIT 

ARUNDEL 

SUSSEX 


PAULSGROVE 
PORTSDOWN 
HANTS 


WHITECLIFF 
ISLE  OF  WIGHT 


CastleHill  M 

Arundel  Sp.Bed 

Telscombe  M 
Meeching  M 


Peacehaven  M 
Old  Nora  M 


ßnghlon  M 


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Metres 
r20 


The  so-calied  flinlless 
bell  o(  Rowe  1907 


Fig.4c  Variation  in  the  Newhaven  Chalk  in  the  Southern  Province- England 


As  a  result  of  the  Variation  in  thickness  and  lithofacies  indi- 
cated  in  Figure  3,  it  might  be  expected  that  correlation  of  li- 
tho-  and  biostratigraphic  marker  beds  would  encounter  diffi- 
culties.  It  is  clear  from  Figure  4a-d,  however,  that  some  mar- 
ker beds  not  only  cross  all  the  structures  of  the  basin  but  also 
occur  on  an  interbasinal  scale  from  southern  England  to  the 
North  Sea  and  possibly  beyond.  A  good  example  of  a  persi- 
stent horizon  is  given  by  the  Glynde  Marl  (Figure  4a)  which 
survives  the  attenuation  occuring  in  the  high  Turonian  bet- 
ween  Lewes  and  Mere  and  through  the  Chiltern  Hills  and 
continues  into  the  Northern  Province. 

On  the  other  band,  marl  seams  such  as  the  Southerham, 
Caburn,  Bridgewick  and  Lewes  Marls  gradually  disappear 
westwards  in  the  sequences  of  West  Dorset  (Shillingstone), 
Mere  and  in  the  Chilterns.  These  Marls  then  reappear  north- 
wards  in  thicker  sequences  in  the  transitional  and  Northern 
Provinces.  Even  in  the  more  expanded  sections  such  as  Do- 
ver, the  Lewes  Marl  has  been  cut  out  in  the  development  of 
the  "Dover  Chalk  Rock"  (Figure  4a;  Hill  1886).')  At  Lewes 
the  Navigation  Marls  are  cut  out  at  Offham  Chalk  Pits  1 .5  km 
west  of  the  type  locality,  whilst  southwards  the  Lewes  and 
Navigation  Beds  condense  from  17  m  to  8  m  with  the  resul- 
tant  loss  of  most  flint  seams  and  many  nodular  beds.  Such  a 
Condensed  sequence  is  well  exposed  in  Shoreham  Cement 
Works. 

Extreme  attenuation  has  reduced  the  Lewes  Chalk  from 
80  m  at  Lewes  to  20  m  at  Mere  and  in  the  Chilterns  area  to 
some  8-10  m.  This  process  of  attenuation  was  not  confined  to 
the  Turonian-Coniacian  sequence  but  also  affected  the 
Campanian  Newhaven  and  Whitecliff  Chalks.  Part  of  the 


')  Note  terms  such  as  "Dover  Chalk  Rock"  or  "Top  Rock"  are  in- 
tended  to  indicate  horizons  referred  to  by  previous  authors  and  are 
in  no  way  intended  to  be  verification  of  a  stratigraphic  terminolo- 
gy.  It  is  intended  that  such  terms  should  be  replaced  by  the  litho- 
stratigraphy  defined  in  this  paper. 


Newhaven  Chalk  is  reduced  from  50  m  in  East  Sussex  to  20  m 
at  Whitecliff,  Isle  of  Wight  while  the  Whitecliff  Chalk  is  reduc- 
ed from  115  m  at  Whitecliff  to  35  m  at  Downend  (Pons- 
down)  (Figure  4c  and  d).  Altough  not  shown  on  the  diagram, 
(Figure  4d),  the  Whitecliff  Chalk  in  Sussex  must  have  attained 
a  thickness  considerably  greater  than  is  found  on  the  Isle  of 
Wight  based  on  the  evidence  from  the  scatter  of  quarries  in  the 
Worthing  District. 

Not  only  are  many  anomalies  in  thickness  of  preserved  Sedi- 
ment evident  in  the  region  but  in  some  cases  displacement  of 
Sediment  has  occured.  On  the  swell  around  Brighton,  the 
Brighton  Dome,  (Figure  5a),  synsedimentary  sliding  of 
blocks  of  Sediment  downslope  can  be  demonstrated.  This  slid- 
ing has  produced  distinctive  sedimentary-tectonic  structu- 
res, particularlv  tlint  -.h.ird  horizons  (the  roUer  beds,  Figure 
5a).  At  other  localities,  such  as  Downend  (Gale  1980)  on 
Portsdown,  the  Condensed  Sediments  are  involved  in  a  com- 
plex  set  of  structures  which  are  here  interpreied  as  progressi- 
vely  developed  downslope  slides  which  ultimately  broke 
away  and  produced  slump  folding  and  displaced  bedding 
(Figure  5b).  Both  the  Brighton  and  Portsdown  structures 
probably  reflect  periods  of  seismic  activity  which  generated 
Sediment  instability.  These  seismic  events  possible  relate  to 
movement  in  deep-seated  borst  structures  such  as  those  indi- 
cated  by  Lake  1975  linking  the  Pevensey  blocks  to  the  Ariing- 
ton  Axis. 

As  a  result  of  these  sedimentary  processes  selection  of  a 
type  section  for  the  stratigraphy  of  the  Province  becomes  cri- 
tical.  The  thickest  and  most  continuously  exposed  sections 
around  Lewes  and  the  Isle  of  Wight  provide  the  chance  of 
studying  the  most  complete  stratigraphy  against  which  lateral 
Variation  can  be  tested. 

As  an  example,  it  is  clear  that  around  Lewes  the  critical  Tu- 
ronian-Coniacian boundary  sequence  is  more  than  twice  as 
thick  as  anywhere  eise  in  the  province  and  contains  well  pre- 


38 


2<1 


Phosphahc  Chs 
(Scralchells) 


WHITECLIFF 
I.O.W. 


DOWNEND 
PORTSDOWN 


WORTHING 
SUSSEX 


Fa<lington  M 
Bedhamplon  Pai 
Bedhampton  M 


Whiteclilfetlinis 


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Whilecliffe  M 


Charmandean 


Lancing  Flint 
Pepperbo»  M 
Castle  Hill  M 


0.  p  planatusIPIanoconvexa)         ♦ 


Felpham  Fofeshori 
1       Ä   Appledram 


WhilecliH     or 
Warning  Camp  F 


Coles  Bollom  F 


Charmandear.    F 


O  p  planalus 
Meeching    M 


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10 


Key  to  Echlnocorys   identified  so  (ar   See  also  Table  2- 

ES  1    Large  terms  Ol  Gaster  1924  (E  S- gasten  Peake  Ms.)  IGS  Coli  ZN 

ES  2  Small  lormsol  Gaster  1924  (E  S.  cincta'depressula)  IGS  Coli  ZN 

ES  3  Ttie  Cfiarmandean  Forms  ("Mortimore  Coli.  CLl) 

ES  4  Ttie  Cotes  Bottom  small  lorms(Mortimore  Coll.CB  2) 

ES  5    The  Warning  Camp  round  based  (orms(Mortimore  WC  20) 

ES  6   The  Downend  torms  (Mortimore  Coli.  D  18) 


Fig.4d   Variation  in  the  Whitecliff     Chalk  in  the  Southern  Province- England 


served  echinoid  and  inoceramid  taxa  eitlier  not  preserved  or 
poorly  presei^ed  elsewhere  in  the  Province  but  which  are  an 
important  part  of  the  stratigraphy  in  Germany  and  the  Paris 
Basin.  These  taxa  include  Micraster  praecursor  (pars:  sensu 
RowE    1899)   M.  normanniae    (Bucaille)  and   M.  corbovts 

(FORBES). 

The  inoceramids  are  dominated  by  Mytiloides  stnatocon- 
centricus  (Gctmbel)  s.  1.  and  mytiloid  forms  of  the  /.  walters- 
dorfensis  Ändert  complex  (see  also  Bailey  et  al.  1982). 

In  highly  Condensed  sequences,  for  example  in  parts  of 
Dorset,  Berkshire  and  the  Chilterns,  critical  ammonites  and 


other  fossils  are  found  occasionaily  but  it  has  in  the  past  pro- 
ved  difficult  to  relate  individual  horizons  such  as  hardgrounds 
to  other  more  complete  stratigraphic  sequences. 

Other  differences  within  the  region  are  particularly  well  il- 
lustrated  by  the  Turonian  (Figure  3b)  showing  the  M.  lahia- 
tus  Zone  Condensed  throughout  the  North  Downs  associated 
with  an  expanded  T.  lata  Zone.  A  reverse  Situation  is  found 
in  Wessex  and  it  is  only  in  the  intermediate  area  where  both 
zones  are  expanded  and  of  the  same  Order  of  thickness  that  a 
satisfactory  study  of  their  stratigraphies  can  be  carried  out. 


39 


Basin  Wide  Diastem  Hardgrounds 


3  HOPE  GAP 

2  CLIFFE 

1   NAVIGATION 


Tension  crack  fabric  in  lithified  chalk 


Vein  tnjection  structures  in  soft  chalk 
propogating  ffom  honzons 
of  sitding 


Calcarenites  banked  against  the  Hope 
Gap  Hardground  between  Seaford 
Head  and  Beachy  Head 


Fig.Sa  Diagrammalic  representation  of  sedimentary  events  across  the  Brighton  Dome  during 
Micraster  normanniae  times  (low  Coniacian) 


Pull-apart  with  contemporaneous 
hardening  along  fracture 
surfaces 


Oldest  beds  punched  through  the 
main  hardground  in  the 
centre  ol  the  quarry 


Old  quarry  unusual  dips 
picked  out  by  flints 


Rafls  of  hardgrounds 
displaced  across 
anticiine 


Box  folds.slumping 
across  anticiine 


Minor  diastem 


Parallel  bedded  flints  in  beds  overlying  the  sMde  complex 


Stratigraphy 

Succession  of  hardgrounds 


7      HARDGROUND  WITH  OVERLYING  MARL 

6 

5 

4       MAIN  HARDGROUND 

1-3    OLDEST   BEDS 


Fig.Sb  DOWNEND   PORTSDOWN    "A   Sketch  Block  Diagram  illustrating  the  more  important  field  relations 

Complex  Zone,  apparent  compression  interpreted  as  slumping  resultant  upon  a  much 
larger  scale  slide  inducing  under-tow  and  local  diapirism 


40 


VI.  CONCLUSIONS 


A  Sussex  trough  bordered  by  areas  of  general  thinning  in 
Dorset  and  the  Berkshire  Chilterns  region  is  identified  as  the 
major  feature  of  the  Upper  Cretaceous  of  the  Southern  Pro- 
vince  of  England.  Many  iocal  anomahes  occur,  such  as  pro  jec- 
ting  swells.  As  a  result,  stratigraphic  hiati  are  present  and  it  is 
only  by  studying  the  thickest  stratigraphic  sequences  which 
occur  around  Lewes  and  on  the  coast  of  East  Sussex,  supple- 
mented  by  the  coast  sections  on  the  Isle  of  Wight  that  a  com- 
plete  stratigraphic  picture  can  emerge. 

The  South  Downs  of  Sussex  are  the  focus  of  the  maximum 
fluctuation  in  thickness  in  the  region.  The  Wessex  Basin  of 
Drummond  (1967;  1970)  is  simply  the  head  of  a  southeasterly 
plunging  structure  which  had  its  main  area  of  deposition  in 
Sussex  throughout  most  of  the  Upper  Cretaceous.  This  is 
shown  by  the  parallehsm  of  the  isopachyte  pattem  in  the 
Lower  Chalk  and  the  Lewes  Chalks  (Figure  3). 

Altough  anomalies  are  present,  nevertheless  correlation  of 
many  of  the  major  marker  horizons  and  chalk  members  is 
possible  over  very  long  distances.  Where  attentuation  has  re- 
sulted  in  the  loss  of  a  marker  bed,  renewed  expansion  usually 
sees  the  reappearance  of  that  bed.  Many  different  levels  have 
been  called  "Chalk  Rock"  or  "Top  Rock"  (Figure  4a,  b)  as  a 


result  of  spurious  correlations.  The  new  stratigraphy  propos- 
ed  replaces  these  terms  with  bed  and  member  divisions. 

It  can  frequently  be  demonstrated  that  some  bedding  planes 
follow  marked  erosion  surfaces  and,  in  many  situations,  the 
debris  of  mixed  fossil  assemblages  scattered  through  a  bed 
suggests  current  reworking,  transportation  and  deposition. 
This  clearly  suggests  that  no  one  locality  will  necessarily  con- 
tain  every  aspect  of  the  stratigraphy  of  the  region  and  that  a 
"type  section"  will  necessarily  be  a  composite. 

ACKNOWLEDGEMENTS 

I  am  particularly  gratefui  to  my  colleague  Dr.  Phillip  Drummond 
for  his  continuous  help  and  encouragement  throughout  the  develop- 
ment  of  this  research  project  which  was  funded  by  Brighton  Poly- 
technic. 

The  final  form  of  the  stratigraphy  proposed  owes  a  great  deal  to 
discussions  with  members  of  the  Institute  of  Geological  Sciences,  in 
particular  to  Ray  Gallois,  Bob  Lake,  Roy  Shepard-Thorn,  Brian 
S'oung  and  Chris  Wood.  Chris  Wood  has  also  been  a  continuous 
source  of  guidance  with  Chalk  palaeontology.  My  family,  Diana, 
Jamie,  Sally  and  Tom  have  also  proved  Invaluable  field  assistants.  Ri- 
chard Bromley,  Chris  Wood  and  J.rke  H.incock  have  provided  con- 
structive  criticisms  of  drafts  to  this  paper. 


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43 


Zitteliana 

10 

43-54 

München,  I.Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

Biostratigraphie  der  Kreide-Basisschichten  am  Haarstrang 
(SE- Westfalen)  zwischen  Unna  und  Möhnesee^) 


Von 
MARTIN  HISS=') 

Mit  7  Abbildungen  im  Text 


KURZFASSUNG 


Die  lithofaziell  sehr  stark  wechselnden  Cenoman-Schich- 
ten  am  Haarstrang  zwischen  Unna  und  Möhnesee  werden 
aufgrund  von  Ammoniten-  und  Foraminiferen-Untersu- 
chungen  biostratigraphisch  neu  gegliedert.  Die  moderne  Ce- 
noman-Ammonitenstratigraphie  für  den  borealen  Fazies- 
raum kann  dabei  zugrunde  gelegt  werden.  Dadurch  wird  eine 
exakte  Korrelation  der  hier  untersuchten  Cenoman-Schich- 
ten  mit  Vorkommen  außerhalb  Westfalens  erstmals  ermög- 
licht. Mittels  Foraminiferen  kann  für  das  bearbeitete  Gebiet 
eine  Zonengliederung  durchgeführt  werden,  diese  wird  mit 
Untersuchungen  aus  England  und  Belgien  verglichen. 

Der  Beginn  der  Cenoman-Sedimentation  erfolgt  mit  der 


Transgression  über  paläozoischen  Untergrund  im  tieferen 
Untercenoman;  nur  im  W  (südwestlich  Unna)  beginnt  die 
Schichtenfolge  erst  im  oberen  Untercenoman.  Die  Fazies- 
grenze zwischen  der  ,, Formation  des  Essener  Grünsandes" 
im  unteren  Teil  des  Cenomans  und  der  darüber  folgenden 
,, Unteren  Mergel-Kalk-Formation"  kann  für  den  Ostteil  des 
Gebietes  an  die  Grenze  Unter-/Mittelcenoman  und  für  den 
Westteil  in  das  Obercenoman  festgelegt  werden.  Der  dia- 
chrone  Verlauf  dieser  lithologischen  Grenze  ist  sowohl  mit 
Ammoniten  als  auch  Foraminiferen  nachzuweisen.  Der 
Grenzbereich  zwischen  Cenoman  und  Unterturon  ist  im  ge- 
samten Gebiet  durch  eine  Schichtlücke  gekennzeichnet. 


ABSTRACT 


Biostratigraphy  of  Cenomanian  deposits  in  the  Haarstrang 
Hills  between  Unna  and  Möhnesee  has  been  revised,  based  on 
ammonites  and  foraminifers.  Lithofacies  characteristics  of 
these  deposits  are  very  variable.  The  new  subdivision  is  based 
on  the  modern  ammonite  biostratigraphy  of  the  Boreal  realm, 
which  made  possible,  for  the  first  time,  to  precisely  correlate 
the  deposits  investigated  with  occurrences  beyond  Westfalia. 
Foraminifers  enabled  a  zonal  subdivision  which  is  compared 
with  the  results  obtained  in  Belgium  and  England. 

Cretaceous  deposition  started  transgressively  over  the  Pa- 
leozoic  basement  in  lower  Early  Cenomanian  times;  only  in 


the  west  (SW  of  Unna)  the  sequence  begins  with  the  late  Early 
Cenomanian.  The  facies  boundary  between  the  ,, Essen 
Greensand  Formation"  of  the  Lower  Cenomanian  and  the 
overlying  ,, Lower  Marl-Limestone  Formation"  corresponds 
with  the  boundary  Lower/Middle  Cenomanian  in  the  east, 
whereas  in  the  west  it  is  situated  within  the  Upper  Cenoma- 
nian. The  diachronous  extension  of  this  lithologic  boundary 
can  be  proved  by  both  ammonites  and  foraminifers.  The  Ce- 
nomanian/Turonian  boundary  is  characterized  by  a  hiatus  in 
the  entire  area  investigated. 


1.  EINLEITUNG 


Im  Rahmen  des  internationalen  Forschungsprogramms 
,,Mid-Cretaceous-Events"  werden  von  der  Arbeitsgruppe 
Münster  die  ,,Mittelkreide"-Transgressionssedimente  (Alb 


bis  Unterturon)  Westfalens  neu  bearbeitet.  In  diesem  Zu- 
sammenhang stehen  stratigraphisch-fazielle  Untersuchungen 
der    Kreide-Basissedimente    am    heutigen    Kreide-Südrand 


*)  Beitrag  zum  lUGS-major-Projekt  Mid-Cretaceous-Events,  na- 
tionale Förderung  durch  die  Deutsche  Forschungsgemeinschaft. 
Beitrag  Nr.  16  der  Arbeitsgruppe  Münster. 


)  M.   HiSS,   Geologisches   Landesamt  Nordrhein-Westfalen,   De- 
Greiff-Str.  195,  Postfach  1080,  D-4150  Krefeld. 


44 


Cenomon 


0  5    10    15   20  25  km 

1  I I I I I 


Bielefeld 


Abb.  1.     Übersichtskane  mit  Lage  des  untersuchten  Gebietes  am  Siidrand  des  Münsterlander  Kreidebek- 
kens.  Verbreitung  des  Cenomans  nach  H.  Arnold  (1964b). 


(Haarstrang)  zwischen  Unna  und  Möhnesee  (M.  Hiss  1981). 
Die  unmittelbar  dem  paläozoischen  Untergrand  auflagern- 
den Kreide-Sedimente  sind  in  diesem  Gebiet  (Abb.  1 )  in  meh- 
reren Steinbrüchen  zugänglich  und  waren  in  den  letzten  Jah- 
ren in  einigen  kurzzeitigen  Aufschlüssen  sehr  gut  zu  beobach- 
ten. Das  Cenoman-  und  teilweise  Unterturon-Alter  dieser 
Sedimente  ist  seit  langem  bekannt,  jedoch  war  bisher  eine  ge- 
naue biostratigraphische  Gliederung  nicht  möglich,  da  strati- 
graphische  Faunen-Bearbeitungen  in  der  faziell  häufig  wech- 


selnden Schichtenfolge  weitgehend  fehlten.  Es  konnte  nun 
eine  große  Zahl  von  Ammoniten  horizontiert  aufgesammelt 
und  beschrieben  werden  (M.  Hiss  1982a).  Femer  wurde  die 
Foraminiferenfauna  stratigraphisch  ausgewertet.  Dadurch 
ergibt  sich  erstmals  die  Möglichkeit,  die  Kreide-Basissedi- 
mente am  Haarstrang  nach  modernen  Gesichtspunkten  im 
Detail  biostratigraphisch  zu  gliedern  und  mit  Cenoman- Vor- 
kommen außerhalb  Westfalens  zu  korrelieren. 


2.  LITHOSTRATIGRAPHIE 


Das  Cenoman  am  Kreide-Südrand  zwischen  Unna  und 
Möhnesee  lagert  diskordant  dem  gefalteten  Paläozoikum  auf. 
Das  Normalprofil  beginnt  mit  einem  nur  wenige  Zentimeter 
mächtigen  Basalkonglomerat.  Es  folgen  eine  zunächst  über- 
wiegend klastische  Serie  (Limonit-Sandstein-,  Glaukonit- 
Sandstein-Horizont)  und  darüber  glaukonitisch-karbonati- 
sche Sedimente  (Glaukonit-Sandmergelstein-,  Glaukonit- 
Sandkalkstein-  und  glaukonitischer  Übergangshorizont). 
Diese  basalen  Schichten  werden  zusammen  als  ,, Formation 
des  Essener  Grünsandes"  bezeichnet  (M.  Hiss  1981).  Die 
darauf  lagernden  Sedimente  der  ,, unteren  Mergel-Kalk-For- 
mation" beginnen  mit  kieseligen,  hornsteinführenden  Kalk- 


steinen, setzen  sich  mit  arenitischen  Kalkmergelsteinen  fort 
und  werden  zum  Hangenden  hin  durch  eine  Kalkknollen- 
bank abgeschlossen.  Die  darüber  folgenden  Mergelsteine  (la- 
^wf«s-Schichten)  haben  bereits  unterturones  Alter. 

Abweichend  vom  Normalprofil  treten  lateral  starke 
Faziesänderungen  auf  (Abb.  2).  Diese  werden  durch  eine 
ausgeprägte  Oberflächenmorphologie  des  paläozoischen  Un- 
tergrundes hervorgerufen.  Auf  Untergrunderhebungen 
(Klippen  und  Schwellen)  ist  die  Schichtenfolge  oft  lückenhaft 
oder  faziell  abweichend  (Klippensedimente)  ausgebildet.  Im 
Bereich  von  Senken  ist  das  Cenoman  -  wie  im  Normalprofil 
beschrieben  -  in  der  Regel  vollständig  entwickelt. 


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46 


Diesen  lokalen  und  regionalen  Faziesschwankungen  ist 
eine  generelle  Faziesänderung  übergeordnet.  Im  Raum  Unna 
wird  die  Cenoman-Schichtenfolge  vollständig  durch  die 
Formation  des  Essener  Grünsandes  vertreten.  Nach  E  geht 
der  Anteil  dieser  Formation  auf  Kosten  der  rein  karbonati- 
schen Sedimente  (untere  Mergel-Kalk-Formation)  zurück. 
Neben  der  faunistischen  Datierung  einzelner  lithostratigra- 
phischer  Einheiten  ist  daher  die  Klärung  des  zeitlichen  Ver- 


laufs dieser  generellen  Faziesänderung  von  besonderem  In- 
teresse. 

Die  Mächtigkeit  des  Cenomans  am  Haarstrang  schwankt 
stark,  bedingt  durch  die  großen  Faziesunterschiede.  Im  Raum 
südlich  von  Unna  beträgt  sie  nur  wenige  Meter  (0  m  bis  5  m). 
Sie  nimmt  nach  E  allmählich  zu  und  erreicht  am  Möhnesee 
etwa  20  m  bis  25  m  (ausführliche  Darstellung  der  Lithostrati- 
graphie  bei  M.  Hiss  1982b). 


3.  BISHERIGE  GLIEDERUNG 


Die  bisherige  biostratigraphische  Gliederung  des  Ceno- 
mans in  Westfalen  geht  auf  C.  Schloter  (1876  a,  b)  zurück. 
Mit  geringfügigen  Ergänzungen  und  nomenklatorischer 
Überarbeitung  (P.  Kukuk  &  D.  Wolansky  1941;  O.  Seitz 
1952)  findet  diese  Gliederung  noch  heute  ihre  Anwendung 
(z.  B.  H.  Arnold  1964  a;  E.  Seibertz  1979;  vgl.  Abb.  4). 
Schon  seit  langem  ist  aber  bekannt,  daß  einige  der  Schlü- 
TER'schen  Zonenfossilien  eine  stark  faziesabhängige  Verbrei- 
tung zeigen  und  gerade  in  den  lithologisch  sehr  unterschiedli- 
chen Sedimenten  am  Kreide-Südrand  in  mehreren  Zonen 
gleichzeitig  auftreten  können  (vgl.  z.  B.:  R.  Bartling  1920: 
172;T.  Wegner  1926:  453).  Eine  Gliederung  auf  exakter  bio- 
stratigraphischer  Grundlage  sowie  biostratigraphische  Kor- 
relationen mit  Cenoman-Vorkommen  außerhalb  Westfalens 
werden  dadurch  sehr  erschwert.  Bisher  war  es  aber  nicht 
möglich,  eine  genaue,  überregional  vergleichbare  biostrati- 
graphische Gliederung  zu  erarbeiten,  da  in  den  faziell  sehr  un- 
terschiedlichen Cenoman-Sedimenten  in  Westfalen  exakte  li- 
thostratigraphische  Bearbeitungen  und  neuere  Untersuchun- 
gen der  Mikro-  und  Makrofaunen  fehlten.  Inzwischen  liegen 
aber  erste  Ergebnisse  in  dieser  Richtung  vor  (J.  M.  Hancock 
et  al.  1972;  J.  Wiedmann  1979;  J.  Wiedmann  & 
H.  L.  Schneider  1979;  C.  Frieg  1979;  M.  Hiss  1979,  1981). 


Die  stratigraphische  Gliederung  des  Cenomans  im  engeren 
Untersuchungsgebiet  geht  in  ihren  Grundzügen  auf  R.  Bart- 
ling (1909,  191 1,  1920)  zurück.  Er  teilt  das  Cenoman  in  die 
von  C.  Schlüter  aufgestellten  Zonen.  Dabei  konnte  er  fest- 
stellen, daß  im  Raum  Billmerich  (südlich  Unna)  das  gesamte 
und  im  Raum  Ense-Bremen  (südlich  Werl)  nur  noch  die  un- 
terste Zone  des  Cenomans  in  glaukonitischer  Fazies  ausgebil- 
det ist.  Bei  der  Zonen-Abgrenzung  berücksichtigt  er  zwar  die 
Fauna,  stellt  aber  gleichzeitig  fest,  daß  eine  rein  paläontologi- 
sche Gliederung  nicht  möglich  ist,  da  mehrere,  verschiedenen 
Zonen  angehörende  Leitfossilien  nebeneinander  in  einem 
Horizont  auftreten  (R.  Bartling  1911:  102).  Die  Abgren- 
zung der  Zonen  erfolgt  daher  nach  rein  üthostratigraphischen 
Gesichtspunkten.  Alle  späteren  Bearbeiter  gliedern  das  Ce- 
noman im  Untersuchungsgebiet  in  Anlehnung  an  R.  Bart- 
ling ebenfalls  weitgehend  nach  lithologischen  Aspekten  (vgl. 
Abb.  3).  Nach  Auffassung  der  meisten  Autoren  beginnt  die 
Schichtenfolge  mit  dem  Untercenoman  (,,Zone  des  Pecten 
asper  und  Catopygus  carmatus").  NachB.  Beschoren  (1927) 
gehören  die  ältesten  Sedimente  aber  bereits  dem  Mittelceno- 
man  an  (,,Zone  der  Schloenbachia  vanans  und  Hemiaster 
gripenkerli"). 


4.  DIE  MODERNE  CENOMAN-GLIEDERUNG 


Eine  moderne  Ammoniten-Zonengliederung  im  borealen 
Faziesraum  des  nördlichen  Europas  wurde  zunächst  von 
J.  M.  Hancock  (1959)  für  Nordfrankreich  (Sarthe)  erarbei- 
tet. Weitere  biostratigraphische  Bearbeitungen  vor  allem  in 
Südengland  durch  W.  J.  Kennedy  (1971),  W.  J.  Kennedy  & 
J.  M.  Hancock  (1970,  1971,  1978)  führten  zu  der  in  Abb.  4 
wiedergegebenen  und  heute  in  Nordwesteuropa  allgemein 
anerkannten  Zonengliederung.  Die  von  W.  J.  Kennedy  ur- 
sprünglich als  ,,assemblage-zones"  aufgestellten  Untertei- 
lungen der  mantelli-  und  rhotomagense -Zone  werden  heute 
unterschiedlich  als  ,  ,Subzonen"  oder  oft  auch  als  selbständige 
Zonen  behandelt. 

Diese  moderne  Zonengliederung  ermöglicht  Vergleiche 
mit  mediterranen  und  außereuropäischen  Ablagerungsräu- 
men. Wenn  dabei  im^  einzelnen  auch  noch  Differenzen  auftre- 
ten, so  sind  doch  überregionale  Korrelationen  möglich 
(z.  B.  J.  Wiedmann  &  G.  Kauffmann  1978;  J.  Wiedmann 
1979).  Neuere  Untersuchungen,  die  diese  Zonengliederung 
zugrunde  legen  oder  sich  darauf  beziehen,  liegen  für  einige 


mitteleuropäische  Kreidegebiete  inzwischen  vor  (z.  B. :  Sach- 
sen: K.  A.  Tröger  1969;  Nordfrankreich/Belgien:  F.  Ro- 
BASZYNSKi  1978;  Bayrische  Alpen:  H.  Immel  1979;  Russische 
Tafel:  D.  P.  Naidin  1979).  Auch  erste  Ansätze,  diese  auf 
Westfalen  zu  übertragen,  sind  inzwischen  gemacht  worden 
(J.  M.  Hancock  et  al.  1972;  J.  Wiedmann  &  H.  L.  Schnei- 
der 1979;  C.  Frieg  1979;  A.  Lommerzheim  1979;  M.  Hiss 
1979,  1981). 

Die  Basis  des  Cenomans  wird  definiert  durch  das  erste  Auf- 
treten von  Ammoniten  der  Gattung  Mantelliceras,  Sharpeke- 
ras,  Acompsoceras  zusammen  mit  dem  häufigen  Vorkommen 
von  Schloenbachia  varians  (Sow.)  und  Hypotunilites 
(W.  J.  Kennedy  &  J.  M.  Hancock  1978).  Die  genaue  Grenze 
zwischen  Alb  und  Cenoman  ist  vermutlich  durch  eine 
Schichtlücke,  verbunden  mit  Aufarbeitungshorizonten,  ge- 
kennzeichnet. Von  J.  Wiedmann  &  H.  L.  Schneider  (1979) 
und  J.  Wiedmann  (1979)  wird  in  Westfalen  ein  bisher  wenig 
bekanntes  Übergangsniveau  zwischen  Alb  und  Cenoman 
vermutet  und  durch  Ammoniten  belegt.  Die  Autoren  schia- 


47 


Unter- 
lager 


Cenomon 


unter 


mittel 


ober 


Zonen.    C   SCHLÜTER  1876 


P    asper  +  C  cannatus        S  vartans  +  H  gripenkerli 


A  rhotomag  »  H  subglobos 


H  ARNOLD  1964 


varians  -SchicMen  [kc1/21 


r/iotomogense-Schichten  IkcBI 


in 
o 


CO 


Ol 

o 


o 
CD 


K  BESCHOREN  1927 


R  BARTLING  1920 


R  BARTLING  1909,1911 


F  KÜHNE  1938 
[  Blatt    Möhnesee. 
Neheim  -Husten) 


K  BESCHOREN  1927 


R  BARTLING  1911 


P  KUKUK  1938 
[keine  biostratigro- 
phisctien    Grenzen  ) 


K  BESCHOREN  1927 


R  BARTLING  1920 


R  BARTLING  1909.1911 


R  BARTLING  1911 
I Blatt    Unna,  west- 
lich von    Sctielk  1 


F  KAHRS   1927 


R  BARTLING   1920 
IDo-Horde-Billmench] 


H  WILDBERG   1980 
[otine  biostrotigra- 
phischen  Bezug] 


Toneisen;*' 

stein  ,-'      Essener   Grunsand 


Essener   Grunsand 
glaukonitischer    Mergel 


gloukon 
Kalk 


graue  Kalke 
m  Schwamm 
schichten 


Horn- 
stein- 
bank 


weine  bis   graue 
Mergelkalke 


gelbliche,  schwach  kieselige 
Kalksteine 


Horn- 
stein- 
bank 


untere   Mergelkalke 
=  vonans  -  Planer 


Horn- 
stein- 
bank 


fossilarme 
Kalke 


Schichten  m 
A  plenus 
Kalkknollenb 


knollige 
Kalkbank 


hangende    Mergelkalke 


Essener  Grunsand 


Cenoman-  Planer 


Essener    Grunsand 
glaukonitischer    Mergel 


Trons- 
gress 
Kongl 


Toneisenstem   K 


glaukon 
Kalk 


Cen-Kalk  im 
Liegenden  d 
Hornsteinb 


Hörn- 
stein  - 
bank 


untere    Mergelkalke 
-  varians  -  Planer 


Essener  Grunsand 


Bosisk 
=Tonei- 
senst  K. 


Cenom- 
Grun- 
sand 


glaukon 
Kalk 


r/iofomogen-Sch, 
helle    Mergelkalke 


Horn- 
stein  - 
bank 


Horn- 
stein- 
bank 


Horn- 
stein- 
bank 


Toneisenstein 
Konglomerat 


Essener   Grünsand 


Toneisenstein 
Konglomerat 


Unterer    Grünsand 
=  Cenoman-Grunsand 


Schichten  m 
A   plenus 
Kolkknollenb 


hangende    Mergelkalke 


Kalkmergel 


rAiotomogen-Sch 
helle   Mergelkalke 


Horn- 
stein- 
bank 


Horn- 
stein- 
bank 


Toneisenstein  K  /  Unterer     Grunsand 

Basalkongl     /  glaukon    Mergel  mit   S  vanons 


Rotkalke    m   Taschen 


Grunsandmergel    mit   Konglo 
merat  an  der  Basis  in  Taschen 


Essener    Grunsand 


fossilarme 
Kolke 


Knollenkalk 


Schichten  m 
A  plenus 
Kolkknollenb 


knollige 
Kalkbank 


arme  rrtofomogense-Sch 
helle    Mergelkalke 


arme  rhotomagense  -  Seh 
knollige   Kolke 


glaukon    Kolkmergel 
mit  A  plenus 


knollige  Kalkbank 


Brauneisen  - 
steinhoriz 


gloukon 
Über- 
gangs H 


oberer 


Essener    Grunsand 


glaukon 
Kalkstein 


Kalkknollen 
bank 


Abb.  3.     Zusammenste. 
am  Haarstrang. 


lung  der  bisherigen  lilho-  und  biostratigraphischen  Gliederungen  des  Cenomans 


48 


Ammoniten-Zonengliederung  in  Nord  Westeuropa 

Ammoniten  Zonen 

Subioren 

Typische  Ammoniten  und  LeiHo»ilien 

nach 

W.J.  KENNEDY  &  JM.  HANCOCK  11978) 

Biiherige  Gliederung 

in  VWesItalen  nach 
C  SCHLÜTER  1876 

c 
5 

3 

Mamniites  nodoiO'des 
{=  nodoioides  Zonei 

— 

Inoceramus  labiatui 

labiatus-Zone 

i 

c 

s 

o 

Calycocerai  naviculare 
(=  naviculare-Zone) 

Sciponoceras  gracile 

Sciponocerai  gracile 

Metoicoceras  geshmanum 

{Actinomax  planus) 

Acrinocamax  plenus 

Eucalycoceras  pentagonum 
Calycoceras  naviculare 

Cucalycoceras  pentagonum 
Calycoceras  naviculare 

Acanthoceras  rhotomagense 

und 

Ho  last  er  subglobosus 

C 
E 

Acanthoceraz  rhotomagense 
(-  rhotomagense-Zone) 

Acanthocerai  /ukesbrowni 

große  Acanthoceraien 

Turrilites  acutus 

Turnlites  acutus 

Calycoceras 
Scaphfles  equalis 

Turnliies  costatus 

Turnlites  costatus 

Scaphites  equahs 

Sciponoceras  baciiloide 

Acanihocerai  rhotomagenseGiupoe 

c 

3 

Mantelliceras  mantetli 
{=mantelli  Zone) 

Mantellicerai  ex  qr.  dixoni 

Schloenbachia  vanans  (Hache  Fotmenl 
Mantelliceras  ex  gr  dixoni 

Schloenbacbia  vanans 

u.  Hemiaster  gnpenkerli 
f 

Pecten  asper  und 
Catopvgus  cannatui 
(Neohibolilei  ulumus] 

Mantelliceras  saiibii 

S.  vanans  (wenig  aulgeblahl) 

M,  saxbii,  M.  ver^tnorense.  Af.  manielli. 

Hyphoplnes  lakatus 

Hypotunilites  carctanensis 

S  vanans.  M.  manrelli. 

M   tuberculatum.  H.  carcitanensis. 

Anisoceras  armalum 

Abb.  4.     Ammoniten-Zonengliederung  in  Nordwesteuropa. 


gen  daher  vor,  die  „Zone  des  Utaturiceras  vmcinale  (Sto- 
liczka)"  unterhalb  der  Zone  des  Hypotunilites  caratanensis 
(Matheron)  für  dieses  Niveau  einzufiihren.  Im  Untersu- 
chungsgebiet treten  einige  Ammoniten  auf,  die  möghcher- 
weise  aus  unterstem  Untercenoman  stammen.  Die  Annahme 
einer  selbständigen  Zone  des  Utaturiceras  vinanale  kann 
aber  weder  bestätigt,  noch  widerlegt  werden  (s.  u.). 

Die  Basis  des  Turons  -  und  damit  die  Hangendgrenze  des 
Cenomans  -  ist  durch  das  erste  Auftreten  von  Inoceramus  la- 
biatus  (ScHLOTH.)  und  Mammites  nodosoides  (Schlüter)  in- 
ternational festgelegt.  Dadurch  wird  die  ,,plenHS-Zone"  frü- 
herer Bearbeiter  ganz  dem  Cenoman  angeschlossen  und  ent- 
spricht in  etwa  der  gwa/e-Subzone. 

Untersuchungen  an  parastratigraphisch  wichtigen  Begleit- 
faunen sind  zum  Teil  noch  in  Bearbeitung  und  daher  noch 
nicht  in  jedem  Fall  auf  die  Verhältnisse  in  Westfalen  übertrag- 
bar. Durch  K.  A.  Troger  (1981)  wird  eine  Inoceramen- 
Gliederung  des  Cenomans  in  Mittel-  und  Osteuropa  durch- 
geführt. Im  hier  untersuchten  Gebiet  fehlen  jedoch  gut  erhal- 


tene Inoceramen  weitgehend,  so  daß  diese  Gliederung  keine 
Anwendung  finden  kann. 

In  der  hier  vorgelegten  Untersuchung  können  Foraminife- 
ren  zur  biostratigraphischen  Gliederung  herangezogen  wer- 
den. Dem  Vergleich  mit  den  hiesigen  Verhältnissen  dienen 
vor  allem  neue  biostratigraphische  Untersuchungen  aus  Süd- 
england (D.  J.  Carter  &  M.  B.  Hart  1977)  und  Belgien/ 
Nordfrankreich  (F.  Robaszynski  1978).  Dievondiesen  Auto- 
ren zur  Abgrenzung  der  Cenoman-Basis  benutzten  plankto- 
nischen Foraminiferen  fehlen  hier.  Mit  Hilfe  agglutinierender 
Foraminiferen  (C.  Frieg  1979,  1980)  kann  die  Basis  des  Ce- 
nomans jedoch  angenähert  bestimmt  werden.  Die  Basis  des 
Turons  wird  nach  D.  J.  Carter  &  M.  B.  Hart  (1977)  nach 
mikrofaunistischen  Gesichtspunkten  (Aussetzen  von  Rotali- 
pora.  Einsetzen  von  Globotriincana)  in  Südengland  in  den 
Horizont  der  pleniis-Mergel  gelegt.  Sie  stimmt  nicht  genau 
mit  der  durch  Ammoniten  bestimmten  Grenze  überein,  son- 
dern liegt  etwas  tiefer  im  Profil  (vgl.  F.  Robaszynski  1978: 
Fig.  3). 


5.  BIOSTRATIGRAPHISCHE  GLIEDERUNGSMÖGLICHKEITEN 
AUFGRUND  DER  AMMONITENFAUNA 


Die  Ammoniten  des  Untersuchungsgebietes  (ausführliche 
Beschreibung  bei  M.  Hiss  1982a)  stammen  vorwiegend  aus 
den  basisnahen  Schichten.  In  höheren  Profilteilen  werden  sie 
seltener.  Eine  zeitliche  Gliederung  mit  Hilfe  der  Ammoniten- 
fauna  ist  daher  insbesondere  für  die  direkten  Transgressions- 
sedimente  und  die  unmittelbar  darauf  folgenden  Horizonte 
möglich. 

Die  stratigraphische  Reichweite  der  im  Untersuchungsge- 
biet auftretenden  Ammoniten  zeigt  Abb.  5.  Albische  Am- 
moniten treten  nicht  auf;  lediglich  die  Gattung  Anisoceras  hat 
ihren  Ursprung  bereits  im  Alb,  reicht  aber  bis  in  das  Ceno- 
man hinein.  Einige  Arten  können  aus  allertiefstem  Unterce- 
noman stammen,  kommen  aber  auch  noch  darüber  vor.  Die 


möglicherweise  vorhandene  Zone  des  Utaturiceras  vincinale 
(im  Sinne  von  J.  Wiedmann  1979)  kann  weder  bestätigt  noch 
widerlegt  werden  (diese  Zone  ist  daher  in  Abb.  4  und  Abb.  7 
als  fraglich  gekennzeichnet). 

Direkt  an  der  Kreide-Basis  treten  Ammoniten  des  Unter- 
cenomans  kondensiert  auf.  Sie  wurden  während  der  Fossilisa- 
tion  umgelagert,  angereichert  und  resedimentiert  (vgl. 
M.  Hiss  1981:  161  ff;  M.  Hiss  1982a).  Das  sie  umgebende  Se- 
diment ist  jünger  als  die  Fossilien.  Damit  geben  die  Ammoni- 
ten zwar  das  Mindestalter  der  Transgression  an,  verlieren  aber 
in  bezug  auf  die  Altersdatierung  der  einbettenden  Sedimente 
an  Aussagewert.  Der  Umlagerungszeitraum  und  damit  das 
Alter  der  Sedimente  kann  aber  mit  Hilfe  der  Ammoniten  ein- 


49 


maximale 

Reichweite 

Hauptverbreitung 
^^^   Iwotirsctieinliches 

Vorkommen) 
Vorkommen  fraglicti 

Cenoman 

unter 

mittel 

ober 

mantelli 

rhofomagen 

naviculare 

l[  1 

gl    o 

^  1  '-' 

1 

o 

Ul 

TD 

1 
1 

8 

c 

1 
i 

Saponoceras    baculoide 

^^ 

^^ 

TurnliteslOI  ex  gr  puzosif 

Tumliles  IB 1  nf  essenensis 

TurntitestH)  grovesianus 

.„... 

Turnlites  (E )  scheuchzenan 

Turnlites  (M 1  boerssumensfs 

Scaphites    egualis 

^ 

■■ 

Hyphoplites  arousionensis 

.... 

Schloenbachia  varians   ssp 

..._. 



Mantelliceras   montelli 

Mantelliceros  tuberculatum 

— ^ 

Mantelliceras    laterotuberc 

Mantelliceras  costatum 

Mantelliceras   soxbii 

— 

Mantelliceras    cf   saxbii 

Mantelliceras    ventnorense 

Mantelliceras    ex  gr  dixoni 

Acompsoceras  sarthense 

i 

^^^ 



^^* 

Acompsoceras    sp 

Acanthoceras  cf  rhotomag 

Abb.  5.     Stratigraphische  Verbreitung  dei 
auftretenden  Ammoniten. 


im  Untersuchungsgebiet 


gegrenzt  werden.  Im  Aufschluß  Ense-Bremen  I  lagern  zum 
Beispiel  an  der  Kreide-Basis  (Glaukonit-Sandkalkstein-Ho- 
rizont) ausschließlich  Ammoniten  des  tieferen  bis  mittleren 
Untercenomans  (carcitanensis-  und  s^jx^jz-Subzone).  Im 
darüber  folgenden,  scharf  abgegrenzten  glaukonitischen 
Übergangshorizont  treten  aber  Ammoniten  des  oberen  Un- 
tercenomans auf  (dixoni-Subzone).  Der  Ablagerungszeit- 
punkt des  ersten  Horizonts  liegt  also  noch  vor  dem  oberen 
Untercenoman,  da  Ammoniten  der  dixoni-T-one  hier  fehlen. 
Der  glaukonitische  Übergangshorizont  ist  frühestens  im  obe- 
ren Untercenoman  sedimentiert  worden.  Unabhängig  von 
Ammonitenfunden  kann  diese  stratigraphische  Einstufung 
durch  Foraminiferenfaunen  bestätigt  werden. 

Der  Beginn  der  Kreide-Transgression  erfolgte  im  unter- 
suchten Gebiet  mit  dem  untersten  Untercenoman  (carcita- 
nensis-Suhzone).  Da  sich  Ammoniten  dieser  Subzone  haupt- 
sächlich in  der  Nähe  von  Schwellen  (z.  B.  in  Ense-Bremen 
oder  Höingen)  oder  auf  Klippen  (z.B.  Frömern)  finden,  muß 
angenommen  werden,  daß  diese  bereits  sehr  frühzeitig  vom 
Meer  bedeckt  waren.  Nur  im  SW  von  Unna  scheint  die 
Transgression  erst  im  oberen  Untercenoman  einzusetzen. 
Die  ältesten  Ammoniten  aus  Basissedimenten  in  Billmerich 
(Turrilites  boerssumensis  Schlüter,  Acompsoceras  sarthense 


(Gu£ranger)  haben  nämlich  ihre  Hauptverbreitung  im  höhe- 
ren Untercenoman  und  sind  hier  wahrscheinlich  in  die  dixo- 
w-Subzone  einzustufen.  Diese  Datierung  kann  ebenfalls 
durch  Foraminiferen  bestätigt  werden. 

Die  Sedimente  der  Formation  des  Essener  Grünsandes  zei- 
gen untercenomanes  Alter.  Eine  genauere  Einstufung  ist  auf- 
grund der  oben  erwähnten  Fossilkondensation  nur  bedingt 
möglich.  Der  glaukonitische  Übergangshorizont  im  oberen 
Teil  der  Formation  des  Essener  Grünsandes  wurde  östlich 
von  Unna  während  der  dixoni-Suhzone  sedimentiert  (Man- 
telliceras ex  gr.  dixoni  Späth  aus  Ense-Bremen  I).  Südlich 
von  Unna  reichen  glaukonitische  Sedimente  auch  noch  in  das 
Mittelcenoman  (rhotomagense-Zone)  hinein,  wie  durch 
Acanthoceras  cf.  rhotomagense  (Brongniart)  aus  Schelk  be- 
legt werden  kann.  Weiterhin  ergab  die  Untersuchung  der  Fo- 
raminiferenfauna,  daß  bei  Billmerich  (südwestlich  von  Unna) 
die  Formation  des  Essener  Grünsandes  auch  noch  das  Ober- 
cenoman  umfaßt.  Die  Grenze  zur  Unteren  Mergel-Kalk- 
Formation  verläuft  also  von  E  nach  W  aufsteigend  deutlich 
diachron. 

Zu  Anfang  des  Mittelcenomans  (co5£at«s- Subzone)  beginnt 
östlich  von  Unna  die  Untere  Mergel-Kalk-Formation  mit  kie- 
seligen und  Hornstein  führenden  Kalksteinen.  Aus  diesem 
Horizont  konnte  von  mehreren  Lokalitäten  Acanthoceras  cf. 
rhotomagense  geborgen  werden.  Im  Profil  Stockum  sind  im 
Grenzbereich  zum  glaukonitischen  Übergangshorizont  in  ei- 
ner lokalen  Schwellenregion  Ammoniten  des  Untercenomans 
(Mantelliceras  mantelli  (Sow.))  zusammen  mit  mittelceno- 
manen  Formen  (Scaphites  equalis  Sow.)  eingebettet.  Diese 
Kondensation  dürfte  auf  ähnliche  Umlagerungsprozesse 
zurückzuführen  sein,  wie  sie  oben  für  die  untercenomanen 
Basissedimente  beschrieben  wurden. 

Die  Grenze  zum  Obercenoman  sowie  das  gesamte  Ober- 
cenoman  ist  mit  Ammoniten  nicht  näher  erfaßbar,  da  hier  die 
entsprechenden  Fossilfunde  fehlen.  Ebenso  liegen  aus  der 
Kalkknollenbank  des  höheren  Cenomans  keine  neuen  Ma- 
krofossilfunde vor.  Eine  Einstufung  in  das  höchste  Cenoman 
aufgrund  des  in  der  Literatur  aus  dieser  Bank  beschriebenen 
Actinocamax plenus  (Blainville)(=  graa/e-Subzone)  scheint 
möglich  zu  sein.  Hier  ist  aber  Vorsicht  geboten,  da  die  Kalk- 
knollenbank als  ausgeprägte  Hartgrundbildung  während  ei- 
nes längeren  Sedimentationsstillstandes  anzusehen  ist  (vgl. 
M.  Hiss  1981:  199ff).  Sie  enthält  viele  Grabgänge,  die  wahr- 
scheinlich erst  später  mit  Sediment  verfüllt  worden  sind.  Es  ist 
also  denkbar,  im  Moment  aber  leider  nicht  nachprüfbar,  daß 
Actinocamax  plenus  erst  zu  einem  späteren  Zeitpunkt  nach 
der  Ablagerung  der  Kalkknollenbank  in  dieses  Sediment  ge- 
langt ist.  Hierfür  spricht  zum  Beispiel,  daß  dieser  Belemnit 
ausschließlich  in  dieser  Bank  oder  (im  mittleren  Ruhrgebiet) 
auch  unmittelbar  darüber  angereichert  vorkommt.  Mögli- 
cherweise ist  also  das  Grundsediment  der  Kalkknollenbank 
zu  einem  frühen,  nicht  genau  festlegbaren  Zeitpunkt  im  höhe- 
ren Cenoman  abgelagert,  das  höchste  Obercenoman  {,,ple- 
nus-Zone")  aber  nur  reliktisch  als  Grabgangfüllung  darin 
enthalten. 


50 


6.  BIOSTRATIGRAPHISCHE  GLIEDERUNGSMÖGLICHKEITEN 
AUFGRUND  DER  FORAMINIFERENFAUNA 


Die  Foraminiferen  des  hier  dargestellten  Gebietes  wurden 
in  Anlehnung  an  die  Untersuchungen  von  C.  Frieg  (1979) 
und  R.  Baumeister  (1980)  aus  dem  Raum  Bochum  bestimmt 
und  beschrieben  (M.  Hiss  1981:  150ff).  Eine  weitere,  aus- 
führliche Darstellung  der  Foraminiferenfauna  befindet  sich  in 
Vorbereitung  (M.  Hiss  in  Vorb.)-  Die  Verbreitung  derFora- 
miniferen  wird  vorwiegend  von  den  stark  schwankenden  Fa- 
zies-Verhältnissen bestimmt.  Es  treten  nur  wenige,  in  ihrer 
Verbreitung  sicher  stratigraphisch  festgelegte  Arten  auf,  die 
mit  oben  zitierten  Untersuchungen  aus  England  und  Belgien 
verglichen  werden  können.  Viele  von  dort  beschriebene,  vor 
allem  stratigraphisch  relevante  Arten  fehlen  hier.  Vermutlich 
faziell  gebundene  Arten  kommen  aber  zusammen  mit  strati- 
graphisch genau  festgelegten  Foraminiferen  vor.  Sie  setzen 
gemeinsam  an  stratigraphischen  Grenzen  ein  und  können  so 
in  gewisser  Weise  als  Leitfossilien,  zumindest  für  das  Unter- 
suchungsgebiet, gelten. 

Die  Foraminiferen-Untersuchungen  haben  ebenfalls  ge- 
zeigt, daß  lithostratigraphische  Horizonte  von  W  nach  E 
Faunen  unterschiedlichen  Alters  führen  können.  So  tritt  zum 
Beispiel  RotaUpora  cushmani  (Morrow)  (Leitfossil  für  obe- 
res Mittel-  bis  Obercenoman)  östlich  von  Frömern  im  Kalk- 
mergelstein-Horizont und  westlich  davon  im  glaukonitischen 
Übergangshorizont  auf.  Einige  kalkschalige  Benthoner 
kommen  im  E  ab  der  Hornsteinbank  vor  und  treten  weiter 
westlich  bereits  im  Glaukonit-Sandmergelstein-Horizont  auf 
(Cibicides  grobenkoi  Akimetz,  Lingulogavelinella  globosa 
(Brotzen),  Gavelinella  inteimedm  beloruisica  (Akimetz)). 
Die  schon  früher  beschriebenen  (R.  Bartling  1920)  diachron 
verlaufenden  Faziesgrenzen  können  somit  durch  die  Unter- 
suchung der  Foraminiferen-  und  Ammonitenfaunen  zeitlich 
genau  festgelegt  werden. 

Die  Verbreitung  der  Foraminiferen  in  der  Cenoman- 
Schichtenfolge  am  Haarstrang  ist  in  Abb.  6  dargestellt.  Stra- 
tigraphisch wichtige  Arten  sind  besonders  markiert.  Es  ist 
möglich,  sechs  Foraminiferen-Zonen  auszuscheiden.  Die 
Abgrenzung  dieser  Zonen  im  Vergleich  zur  Ammoniten-Or- 
thostratigraphie  kann  wie  folgt  durchgeführt  werden: 

Foraminiferen-Zone  I,  tieferes  Untercenoman  («rc;- 
tanensis-  bis  saxbü-Suhzone):  Arenobultmimi  {Arenobuli- 
mina)  preslii  (Rhuss)  fehlt,  sie  setzt  erst  mit  Beginn  der 
Zone  II  ein  (vgl.  C.  Frieg  \979).  Lingulogavelinelld  formosa 


(Brotzen)    ist   verbreitet.    Gavelinella   berthelim    (Keller) 
kommt  vereinzelt  vor. 

Foraminiferen-Zone  II,  oberes  Untercenoman  (di- 
.vowi-Subzone):  Arenobulimina  (Arenobulimina)  preslii 
(Reuss)  tritt  erstmals  auf.  Lingulogavelinella  formosa  (Brot- 
zen) klingt  in  dieser  Zone  endgültig  aus  (vgl.  D.  J.  Carter  & 
M.  B.  Hart  1977:  Fig.  9).  Gavelinella  berthelmi  (Keller) 
kommt  nicht  mehr  vor. 

Foraminiferen-Zone  III,  unteres  Mittelcenoman, 
etwa  der  cosrafws- Subzone  entsprechend:  Plectina  cenomana 
Carter  &  Hart  setzt  ein  (vgl.  D.  J.  Carter  &  M.  B.  Hart 
1977),  ebenso  kommt  Gyroidinoides  nitida  (Reuss)  erstmals 
vor.  Vialovella  frankei  (Cushman)  zeigt  nahe  der  Obergrenze 
der  Zone  III  ein  deutliches  Häufigkeitsmaximum  (im  mittle- 
ren Teil  des  Untersuchungsgebietes  besonders  gut  zu  beob- 
achten). 

Foraminiferen-Zone  IV,  mittleres  Mittelcenoman, 
etwa  der  i!c«f«s-Subzone  entsprechend.  Verschiedene  kalk- 
schalige benthonische  Foraminiferen  setzen  ein:  Cibicides 
grobenkoi  Akimetz,  Lingulogavelinella  globosa  (Brotzen), 
Lingulogavelinella  cf.  formosa  (Brotzen).  Pseudotextula- 
riella  cretosa  (Cushman)  zeigt  ein  deutliches  Häufigkeitsma- 
ximum in  geringem  Abstand  oberhalb  des  Maximums  von 
Vialovella  frankei  (Cushman).  Flourensina  intermedia  Ten 
Dam  setzt  in  dieser  Zone  ein. 

Foraminiferen-Zone  V,  oberes  Mittelcenoman  bis 
Obercenoman,  etwa  der;;(^e5/^?'0'Z£,'«/-Subzone  bis  navicula- 
re-Zone  entsprechend.  Die  Zone  V  stimmt  mit  der  RotaU- 
pora cushmani/ Praeglobotruncana  stepbam-Zone  bei 
D.  J.  Carter  &  M.  B.  Hart  (1977)  überein.  Verschiedene 
planktonische  Foraminiferen  setzen  ein:  RotaUpora  cush- 
mani (Morrow),  RotaUpora  deekei  (Franke),  Praeglobo- 
truncana stephani  (Gandolfi),  Praeglobotruncana  delnoen- 
sis  (Plummer).  Ebenso  kommt  Gavelinella  intermedia  belo- 
russica  (Akimetz)  erstmals  vor.  Kalkschalige  Foraminiferen 
(Plankton  und  Benthos)  treten  insgesamt  häufiger  auf. 

Foraminiferen-Zone  VI,  Unterturon,  labiatus- 
Schichten  {nodosoides-Zone):  RotaUpora  cushmani  (Mor- 
row) und  RotaUpora  deekei  (Franke)  fehlen.  Zweikielige 
Globotruncanen  aus  der  Gruppe  der  Globotruncana  margi- 
nata  (Reuss)  treten  erstmals  auf.  Hedbergellen  kommen  mas- 
senhaft vor.  Es  fehlen  viele  agglutinierende  Foraminiferen. 


51 


t— 
Ol 

c 

G/oboiruncana    marginota              U    1 
Praeglobolruncana  stephani       O  • 

!■■■■■ 

■■■■■i 





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Proeglobofruncana  delnoensis  O  ' 
Rotalipora  deekei                         O 

■■■■■■ 

•    •    • 

Q. 

Rolalipora  cushmani                     O 
Hedbergella  sp  sp                            1 

•           •            • 

•      •      • 

•      •       • 

•      •      • 

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Ramulina  sp 

•      •      • 

•    •    • 

Dentalina  sp 

•      •      • 

•    •    • 

Palmula  sp. 

•      •      • 

•    •    • 

c 
o 

x: 

c 
tu 
CD 

Frondicularia  sp 

•      •      • 

•    •    • 

Gavetinella  interm   belorussica  O 
öavelinella  ammonotdes 

•    •    • 

Cibicides  grobenkoi                     O 

•           •            • 

Ol 
CT 

"5 

Linaulopaveltnetia  cf   formosa     0 

•    •   • 

•           •            • 

Gyroidinoides  nitida                      O 

•      •      • 

•    •    • 

•           •            • 

•      •       • 

1/) 

Gavetinella  cenomanica 
Gavelinelta  interm  intermedia 
Lenticulina  sp  sp 

•           •            • 

•  •       • 

•  •       • 

•  •      • 

•  •       • 

•  •      • 

•  •      • 

•^ 

Gavetinella  baltica 
Lingulogavelinelto  formosa          O 

•       •      • 

Gavelinello  bertl^etini                     O 

•      •      • 

OJ 

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c 

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CT 
CT 
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Gaudryina  eltisorae 

•      •      • 

•    •   • 

•           •            • 

Flourensina  intermedia                O 

•    •   • 

•           •            • 

AtaxophroQmium  crassum 

•    •    • 

•           •            • 

Dorothia  filiformis 

•    •   • 

•           •            • 

Dorothia  gradata 

•    •    • 

•           •            • 

•      •      • 

Plectina  cenomana                     O 

•    •   • 

•           •            • 

•      •      • 

Gtomospirelto  sp 

•    •    • 

•           •            • 

•      •      • 

Ammodiscus  cretaceus 

•      •      • 

•    •    • 

•           •            • 

•       •      • 

Eggerellina  intermedia 

•      •      • 

•           •            • 

•       •      • 

•       •      • 

Arenobutimina  IN )  obesa 

•    •   • 

•           •            • 

•       •      • 

•       •      • 

Arenobulimina  (P 1  minima 

•    •   • 

•           •            • 

•      •      • 

•       •      • 

Arenobutimina  (P )  ctiapmani 

•    •   • 

•           •            • 

•      •       • 

•       •      • 

Vlalovella  frankei                           O 
Placopsilina  cenomana 
Plectina  manoe 

•       •      • 

■  ■■ 

Pseudotextutarialla  cretosa         O 
Dorothia    turris 

•      •      • 

•   •   • 

•           •            • 

•       •       • 

•       •      • 

Arenobutimina  (PI  Iruncata 

•      •      • 

•   •   • 

•           •            • 

•      •      • 

•       •      • 

Arenobutimina  IN)  etevata 

•   •   • 

•           •            • 

•      •       • 

•       •      • 

•      •      • 

Arenobutimina  IP)  bochumensis 
Arenobutimina  IC )  dorbigny 

•    •   • 

•      •      • 

Arenobutimina  IC )  odvena 
Reoptiox  dentaliniformis 

•   •   • 

•           •            • 

•      •       • 

•       •      • 

•      •      • 

Ataxophragmium   compactum 

•    •   • 

•           •            • 

•      •       • 

•      • 

-U 

Ataxoptiragmium    depressum 

•    •   • 

•           •            • 

•      •      • 

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Lituola  irregularis 

•   •   • 

•      •      • 

Spiroplectammina  cf  baudouiniana 

•   •   • 

•      •      • 

Reoptiax   guttifera 

•   •   • 

•      •      • 

Arenobutimina  lA  1  cf  obliqua 

•      •      • 

Haptoplirogmoides   rugosus 

•      •       • 

•      •      • 

Reopfiax   tiamulus 

•      •      • 

Reoptiax  scorpiurus 

•      •      • 

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Abb.  6.     Stratigraphische  Verbreitung  der  Foraminiteren  im  Untersuchungsgebiet  und  Foraminiferen- 
Zonengliederung. 


52 


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53 


BIOSTRATIGRAPHISCHE  GLIEDERUNG  DER  SEDIMENTE 
IM  UNTERSUCHUNGSGEBIET 


Aufgrund  der  Faunenuntersuchungen  ist  es  möglich,  die 
Sedimente  des  Untersuchungsgebietes  biostratigraphisch  ein- 
zustufen. Diese  Gliederung  ist  in  Abb.  7  dargestellt  (vgl.  auch 
Abb.  2).  Folgende  Ergebnisse  können  festgehalten  werden: 

a)  Beginn  der  Kreide-Transgression 

Die  Kreide-Transgression  beginnt  im  untersuchten  Raum 
im  tiefsten  Untercenoman  (carcitanensis-Suhzone,  Ammoni- 
ten  dieser  Subzone  sind  im  gesamten  Bereich  südlich  und  öst- 
lich von  Unna  nachzuweisen).  Spätestens  im  höheren  Unter- 
cenoman f<iu-o«/-Subzone)  wird  auch  der  westliche  Teil  des 
Untersuchungsgebietes  (südwestlich  von  Unna)  überflutet. 

b)  Sedimente  des  Untercenomans 

In  Billmerich  (südwestlich  von  Unna)  haben  lediglich 
einige  Klippensedimente,  in  Frömern  (südlich  von  Unna) 
Klippensedimente  und  (in  der  Normalfazies)  die  Basissedi- 
mente bis  einschließlich  Glaukonit-Sandstein-Horizont  un- 
tercenomanes  Alter.  Zwischen  S c  h e  1  k  und  W  i  c  k e d  e  (Pro- 
file Schelk  bis  Wiehagen,  vgl.  Abb.  2)  ist  die  Grenze  Unter- 
/Mittelcenoman  nicht  genau  festlegbar;  sie  liegt  im  oberen 
Teil  des  Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts.  Eine  Unter- 
gliederung des  Untercenomans  ist  hier  nicht  durchführbar, 
östlich  von  Wickede  haben  der  Glaukonit-Sandmergel- 
stein- bzw.  Glaukonit-Sandkalkstein-Horizont  und  unterla- 
gemde  Schichten  tieferes  Untercenoman-Alter  (carcitanen- 
sis-  bis  saxbü-Suhzone),  der  glaukonitische  Übergangshori- 
zont gehört  dem  oberen  Untercenoman  an  (dixoni-Suhzone). 
Auf  der  Schwelle  bei  Günne  (Möhnesee)  sind  unterceno- 
mane  Reliktsedimente  in  Schichten  des  tieferen  Mittelceno- 
mans  eingebettet.  Femer  kann  die  ,, Hangende  Mergellage" 
(vgl.  E.  Speetzen  et  al.  1974)  im  Vergleichsprofil  Ruthen  in 
die  Foraminiferen-Zone  I  (tieferes  Untercenoman)  eingestuft 
werden. 

c)  Sedimente  des  Mittelcenomans 

Im  höchsten  Untercenoman  und  tiefen  Mittelcenoman  be- 
steht in  Billmerich  und  Frömern  eine  Schichtlücke,  li- 
thologisch  durch  eine  Aufarbeitungszone  an  der  Basis 
des  Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts,  paläontologisch 
durch  einen  deutlichen  Faunensprung  innerhalb  der  Forami- 
niferen-Fauna  belegt.  Diese  Schichtlücke  kann  weiter  östlich 
nicht  nachgewiesen  werden.  Sie  ist  in  Frömern  und  Billmerich 
vermutlich  aufgrund  der  küstennahen  Position  so  deutlich 
ausgebildet.  Mehrere  kurzzeitige  Sedimentationsunterbre- 
chungen sind  aber  auch  weiter  östlich  im  Zusammenhang  mit 
Hartgrundbildungen  im  Horizont  der  kieseligen  und  Horn- 
stein  führenden  Kalksteine  wahrscheinlich. 

Das  tiefere  Mittelcenoman  (Foraminiferen-Zone  III) 
beginnt  östlich  von  Wiehagen  (westlich  davon  nicht  ge- 
nau festlegbar)  mit  dem  Horizont  der  kieseligen  und  Horn- 


stein  führenden  Kalksteine  und  endet  mit  dem  Häufigkeits- 
maximum von  Vialovella  frankei  unterhalb  der  Hornstein- 
bänke.  Ammoniten  aus  der  Gruppe  um  Acanthoceras  rhoto- 
magense  kommen  in  diesen  Schichten  vor. 

Das  mittlere  Mittelcenoman  (Foraminiferen- 
Zone  IV)  ist  durch  das  Häufigkeitsmaximum  von  Pseudotex- 
tulariella  cretosa  im  gesamten  Gebiet  gut  zu  erkennen.  In 
Frömern  gehört  der  gesamte,  in  Billmerich  der  untere  Teil 
des  Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts  in  diese  Zone, 
östlich  von  Schelk  sind  die  Hornsteinbänke  sowie  einige 
Dezimeter  des  Kalkmergelstein-Horizonts  dieser  Zone  zu- 
zuordnen; östlich  von  Delecke  ist  die  Hangendgrenze  nicht 
mehr  aufgeschlossen. 

d)  Sedimente  des  Oberen  Mittelcenomans  bis  Obercenomans 

Der  obere  Teil  des  Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts 
von  Billmerich,  der  glaukonitische  Übergangshorizont  von 
Billmerich  und  Frömern,  der  Kalkmergelstein-Horizont  von 
Frömern  und  den  weiter  östlich  gelegenen  Profilen  sowie  die 
Kalkknollenbank  im  gesamten  Gebiet  können  in  die  Forami- 
niferen-Zone V  eingestuft  werden.  Die  Zone  beginnt  mit  dem 
ersten  Auftreten  von  Rotalipora  cushmum  (östlich  von  Schelk 
wenige  Dezimeter  oberhalb  der  Hornsteinbänke).  Der  Zeit- 
umfang der  durch  die  Kalkknollenbank  dokumentierten 
Schichtlücke  kann  nicht  näher  angegeben  werden  (s.  o.).  Die 
Sedimentationslücke  beginnt  vermutlich  irgendwann  im 
Obercenoman.  Höchstes  Obercenoman  ist  wahrscheinlich 
nur  reliktisch  vorhanden  (,,plen!<s-7.one"). 

e)  Sedimente  des  Unterturons 

Die  /ij^Mt«s-Schichten  beginnen  im  gesamten  Gebiet  mit 
scharfer  lithologischer  Grenze  oberhalb  der  Kalkknollenbank 
und  sind  durch  das  Auftreten  von  Inoceramus  labiatHS 
(ScHLOTH.)  bereits  nahe  ihrer  Basis  sowie  das  Vorkommen 
von  Globotruncana  marginata  (Reuss)  und  das  Überwiegen 
von  planktonischen  Foraminiferen  gekennzeichnet.  Inwie- 
weit die  im  Obercenoman  beginnende  Schichtlücke  auch 
noch  das  Unterturon  umfaßt,  kann  nicht  mit  Sicherheit  gesagt 
werden.  Da  die  genannten  Leitfossilien  normalerweise  erst 
etwas  oberhalb  der  Cenoman/Turon-Grenze  einsetzen,  ist 
anzunehmen,  daß  die  Sedimentationsunterbrechung  bis  in 
das  tiefere  Unterturon  hineinreicht. 


DANKSAGUNG 

Ich  danke  Herrn  Prof.  Dr.  M.  Kaever  und  Herrn  Prof.  Dr. 
U.  Rosenfeld,  die  beide  die  Anfertigung  dieser  Arbeit  durch  zahl- 
reiche Diskussionen  und  Anregungen  gefördert  haben.  Herrn 
Dr.  C.  Frieg  danke  ich  für  wertvolle  Hinweise  bei  der  Bestimmung 
der  Foraminiferen. 


54 


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55 


Zitteliana 

10 

55-64 

München,  I.Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

Epikontinentale  Unterkreide- Ablagerungen  in  Polen 


Von 
SYLWESTER  MAREK*) 

Mit  5  Abbildungen  und  1  Tabelle 


KURZFASSUNG 


Das  Unterkreidebecken  des  polnischen  Flachlandes  hat 
sich  innerhalb  der  ausgedehnten,  paläotektonischen  Einheit 
entwickelt,  die  sich  seit  dem  Zechstein,  auf  dem  südwestli- 
chen Abhang  der  Pre-Vendischen  Plattform  gebildet  hatte. 
Innerhalb  dieses  Beckens  hat  sich  die  Mittelpolnische-Sedi- 
mentationsfurche ausgesondert,  die  genetisch  an  die  tektoni- 
schen  Tornquist-Teisseyre  Zone  gebunden  ist.  Durch  diese 
Zone  ist  im  ganzem  Mesozoikum  und  Känozoikum  der  Zu- 
sammenhang verschiedener,  paläogeographischer  Provinzen 
gewährleistet,  und  zwar  die  Verbindung  des  nördlichen  At- 
lantik im  Nordwesten  und  Westen  mit  der  westlichen  Tethys 
im  Süden  und  Südosten.  Das  polnische  Gebiet  der  Unterkrei- 
de-Sedimentation befand  sich  näher  am  Tethys-Ozean,  be- 


dingt durch  die  initiale  Transgression  der  Unterkreide  aus 
dieser  Richtung.  Im  Berrias  und  Valangin  dominierten  die  Te- 
thys-Einflüsse,  im  Hauterive  und  Barreme-Mittelalb  sind  da- 
gegen entscheidende  Beeinflussungen  den  von  Westen  und 
Nordwesten  eindringenden  Ingressionen  zuzuschreiben. 

Vollständige  Kreideprofile  sind  grundsätzlich  auf  diese 
mittelpolnische  Furche  begrenzt,  wo  im  Kujawischen  Ab- 
schnitt bis  600  m  Mächtigkeit  erreicht  werden. 

Charakteristisch  für  das  Unterkreide-Becken  im  Flachland 
Polens  ist  seine  transgressive  Entwicklung,  die  durch  die  fort- 
schreitende Überlagerung  mit  immer  jüngeren,  stratigraphi- 
schen  Einheiten  über  das  Neokom  charakterisiert  ist. 


ABSTRACT 


The  Lower  Cretaceous  basin  of  the  Polish  Piain  developed 
within  the  large  paleotectonical  unit  which  was  formed  since 
the  Zechstein  -  during  Triassic  and  Jurassic  -  on  the  SW-Slope 
of  the  Pre-Vendic  platform.  Within  this  basin  the  Central- Po- 
lish Trough  developed  which  is  genetically  related  to  the 
Tornquist-Teisseyre  lineament.  This  zone  connected  several 
paleogeographic  provinces  during  the  whole  Mesozoic  and 
the  Cenozoic  periods:  the  Northern  Atlantic  in  the  NW  and 
W  with  the  Western  Tethys  in  the  S  and  SE.  The  Polish  part  of 
Lower  Cretaceous  Sedimentation  was  located  closer  to  the 
Tethys  Ocean,  which  foUows  from  the  direction  of  the  initial 


transgression  of  the  Lower  Cretaceous  in  Poland.  Tethys  in- 
fluence  dominated  during  the  Berrias  and  Valanginian,  howe- 
ver  during  the  Hauterivian  and  Barremian-Middle  Aibian  the 
ingressions  from  the  W  and  NW  resulted  in  decisive  altera- 
tions. 

Complete  sections  of  the  Cretaceous  are  limited  to  the  Cen- 
tral Polish  Trough  where  a  thickness  of  up  to  600  m  is  measu- 
red  in  the  Kujawic  region.  The  Lower  Cretaceous  Basin  in  the 
Polish  Piain  is  characterized  by  its  transgressive  tendency 
which  is  demonstrated  by  the  progressive  onlap  of  younger 
stratigraphical  units  upon  the  Neocomian. 


I.  EINLEITUNG 


Dieser  Beitrag  stellt  eine  Zusammenfassung  der  Stratigra- 
phie  und  Lithologie  sowie  der  paläogeographisch-tektoni- 
schen  Entwicklung  der  Unterkreide  im  Polnischen  Flachland 
dar.  Unterkreideablagerungen  werden  seit  über  100  Jahren 
intensiv  untersucht.  Es  ist  unmöglich  eine  vollkommene  Liste 


'■■)  S.  Marek,  Instytut  Geologiczny  Warszawa,  01-005  Warszawa, 
ul.  Nowolipie  16  m  25,  Polen. 


der  benutzten  Literatur  zu  bringen.  Ich  werde  mich  auf  die 
wichtigsten  Publikationen  der  letzten  Jahre  beschränken. 

Zur  Erforschung  der  Stratigraphie  und  der  Paläogeogra- 
phie  der  Unterkreide  haben  wesentlich  S.  Marek  und 
A.  Raczynska  beigetragen  (S.  Marek  1961,  1965,  1967,  1968, 
1969;  S.  Marek  &  A.  Raczyt^ska  1973a,  b,  1979a,  b,  1982; 
A.  Raczynska  1967,  1979)  sowie  J.  Dembowska  (J.  Dem- 
BowsKA  1973,  1979;  J.  Dembowska,  &  S.  Marek  1975,  1976, 


56 


1979),   A.  WiTKOwsKi   (1968)   und  S.  CieSlinski   (1959a,   b. 
1960). 

In  Süd-Polen  wurde  die  epikontinentale  Kreide  von 
W.  MoRYC  &  J.  Wasniowska  (1965),  S.  Geroch,  A.  Jedno 
ROWSKA  &  W.  MoRYC  (1972)  erforscht. 

Große  Bedeutung  für  die  Stratigraphie  und  die  Sedimenta- 
tionsbedingungen haben  die  mikrofaunistischen  Untersu- 


chungen von  W.  BlELECKA  und  J.  SZTEJN  (W.  BlELECKA  1975; 

W.  BlELECKA  &  J.  SzTEjN  1966;  J.  SzTEjN  1967,  1968,  1969a, 
b,  1982;  S.  Marek,W.  Bielecka,  &J.  Sztejn  1969)  sowie  die 
mikrofloristischen  Untersuchungen  von  J.  Mamczar  (1966, 
1973,  1982).  Sedimentologisch-petrographischen  Forschun- 
gen liegen  von  M.  Harapinska-Depciuch  (Archiv-Material) 
vor. 


II.  PALÄOGEOGRAPHISCHE  LAGE 


Die  Entwicklung  des  Unterkreidebeckens  des  Polnischen 
Flachlandes  erfolgte  auf  einer  ausgedehnten  jungpaläozoi- 
schen-mesozoischen  Einheit,  die  sich  am  südwestlichen  Rand 
der  prävendischen  Plattform  und  ihres  Vorlandes  gebildet 
hatte.  Innerhalb  dieses  Beckens  erfolgte  die  Ausbildung  einer 
schmalen  mittelpolnischen  Sedimentationsfurche,  die  sich 
entlang  von  Bruchzonen  entwickelte  die  wiederum  durch  ver- 
tikale Blockbewegungen  (R.  Dadiez,  S.  Marek  1969)  mit 
nur  geringem  Anteil  an  den  Kompressionsspannungen  der 
Dislokations-Vertikalkomponente  charakterisiert  ist  (R. 
Dadlez). 

Die  mittel-polnische  Furche  ist  genetisch  mit  der  tektoni- 
schen  Teisseyre-Tornquist-Zone  verbunden  (J.  Znosko 
1969,  1975).  Im  Mesozoikum  und  Känozoikum  verband 
diese  Zone  zwei  paläogeographische  Provinzen:  die  Nordat- 
lantische Provinz  im  Nordwesten  und  Westen  und  die 
West-Tethys-Provinz  im  Süden  und  Südosten.  In  der  Nord- 
atlantischen Provinz  erfolgte  die  Ozeanöffnung  in  der  Unter- 
kreide zwischen  Iberia  und  Neu-Fundland  sowie  zwischen 
Grönland  und  Skandinavien.  In  der  West-Tethys-Provinz 
wurde  mit  Ende  des  Jura  und  in  der  Unterkreide  die  im  Meso- 
zoikum herrschende  Ozeanöffnung  von  einem  Ozeanschlie- 
ßen mit  Gebirgsbildung  abgelöst  (R.  Dadlez  1980).  Das  pol- 
nische Unterkreidebecken  befand  sich  näher  an  dem  ozea- 


nischen Gebiet  der  Tethys  als  des  Atlantiks,  daher  drangen 
die  initialen  Unterkreide-Transgressionen  im  Riazanian  von 
Südosten  in  das  Gebiet  Polens  ein. 

Im  Berrias  und  Valangin  dominierten  im  Polnischen  Flach- 
lande die  Tethys-Einflüsse,  dagegen  waren  im  Hauterive  und 
Barreme-Mittelalb  die  Ingressionen  aus  dem  sich  in  Nordwe- 
sten entwickelnden  Atlantischen  Ozean  von  entscheidender 
Bedeutung. 

Vollständige  Profile  der  Unterkreide  sind  auf  die  mittel- 
polnische Furche  begrenzt  (Abb.  1-5).  Im  Abschnitt  der 
größten  Subsidenz,  -  das  heißt  im  Kujawy-Teil  der  Furche  - 
ist  eine  kontinuierliche  Sedimentation  der  Jura-  und  Unter- 
kreide-Bildungen zu  beobachten  und  die  Unterkreide  er- 
reicht hier  bis  600  m  Mächtigkeit  (Abb.  1 ). 

Außerhalb  der  Furche  sind  größere  lithologisch-stratigra- 
phische  Reduktionen  vorhanden.  Das  Unterkreide-Becken 
des  Polnischen  Flachlandes  ist  charakterisiert  durch  eine 
Transgression,  die  durch  immer  weiter  übergreifende  Lage- 
rung der  jüngeren  Sedimente  zum  Ausdruck  kommt. 

Charakteristisch  ist  auch  die  Entwicklung  eines  tektoni- 
schen  Grabensauf  dem  Abhang  der  prävendischen  Plattform, 
während  des  Berrias-Apt  (Abb.  2). 


III.  STRATIGRAPHIE  UND  LITHOLOGIE 


1.  BERRIAS 
(Tabelle  1) 

An  der  Jura-Kreide- Wende  bildeten  sich  im  Polnischen 
Flachland  wie  im  Germanischen  und  Pariser  Becken  brak- 
kisch-lagunäre  Purbeck-Becken,  die  zur  mittelpolnischen 
Furche  begrenzt  waren.  Zu  dieser  Zeit  entstanden  Mergel  und 
Evaporite  sowie  teilweise  Oolith-  und  Muschel-Kalksteine. 

Die  Jura-Kreide-Grenze  (Colloque  Cretace  inferieur,  1963 
und  1973)  verläuft  innerhalb  der  Sedimente  der  Purbeck-Fa- 
zies (J.  Kutek  1962;  S.  Marek  1967;  W.  Bielecka,  J.  Sztejn 
1966;  S.  Marek,  W.  Bielecka,  J.  Sztejn  1969;  W.  Bielecka 
1975;  J.  Dembowska,  &  S.  Marek  1975,  1976,  1979; 
J.  Mamczar  1966,  1973,  1982).  Diese  Grenze  verläuft  unge- 
fähr im  Hangenden  der  Ostrakoden-Zone  ,,E"  mit  folgenden 
Arten:  Fabanella  ansata  (Jones),  Klieana  alata  (Martin) 
und  Mauteliana  purbeckensis  (Forbes)  (W.  Bielecka, 
J.  Sztejn  1966;  W.  Bielecka  1975). 


Die  überlagernden  Purbeck-Ostrakoden-Zonen  ,,D,  C, 
B"  und  ,,A"  beweisen  Unter-Berrias,  das  oft  mit  der  Ober- 
Wolga-Stufe  korreliert  wird  (R.  Casev  1977;  A.  Zeiss  1977). 

Die  Ostrakoden- Zonen  ,,D,  C,  B"  sind  als  brackisch-Iim- 
nische  Sulfat-Karbonate  und  Ton-Mergel  ausgebildet,  dage- 
gen besteht  die  brackisch-marine  Ostrakoden-Zone  ,,  A"  aus 
Tonsteinen  und  mergeligen  Schiuffsteinen,  höher  aus  sandi- 
gen Kalksteinen  mit  Detritus  von  Cyrena,  Solen,  Cardium 
und  Paludina. 

Neben  der  brackischen  Ostrakode  Cypridea  cf.  posticalis 
(Jones)  treten  marine  Ostrakoden  wie  Palendocytherea  und 
Schuleridea  sowie  die  Foraminiferen  Ammobaculites,  Eogut- 
tulina  und  Lenticitlina  auf. 

Die  Ostrakoden-Zone  ,,A"  kennzeichnet  die  initale  Rya- 
zan-Meerestransgression  (S.  Marek  1967).  Aus  Vergleichen 
mit  dem  anglo-germanischen  Becken  folgt,  daß  die  Ostrako- 
denzonen  ,,D,  C,  B"  und  ,,A"  dem  oberen  Teil  des  unteren 


57 


MÄCHTIGKEITEN     DER    UNTEREN    KREIDE  (Berrias -Mittleres  Alb) 


100 

1 

100 

2 

^•-»       3 

,^     u 

a  ' 

i<  ^ 

7 

1  1  1 

00  o   8 

1  1  1  1  1  1  1 

■  ■  ■  8 

Abb.  1.  Mächtigkeiten  der  Unterkreideablagerungen  (Barreme-Mittelalb).  1  =  sichere  Isopachyten;  2  = 
vermutliche  Isopachyten;  3  =  Verwerfungen;  4  =  primäre  Barreme-Verbreitung;  5  =  Gebiet  der  vollkom- 
menen postkretazischen  Erosion;  6  =  Gebiet  der  teilweisen  postkretazischen  Erosion;  7  =  Linie  des  paläo- 
tektonischen  Profiles;  8  =  Karpatenflysch-Aufschiebung. 


C-g   OO 


0  10     20      30     W     50  km 

1  ■    I    ■    I    '    I    ■    I    ■    I 

Abb.  2.  Paläotektonischer  Querschnitt  der  Unterkreide.  1  =  Sandsteine;  2  =  Tonsteine  und  Schluffstei- 
ne;  3  =  kalkige  Sandsteine;  4  =  Verwerfungen;  Be  -  Berrias;  W  =  Valangin;  Wia  =  Platylenticeras-XJntex- 
valangin;  W,;,  =  Po/y/^fjc/'jVe.s-Untervalangin;  W,  =  Obervalangin;  H  =  Hauterive;  Hi  =  Unterhauterive; 
H2  -  Oberhauterive;  Ba-A,  =  Barreme-Mittelalb;  A  =  Pagörki-Glied;  B  =  Gopto- Glied;  C  =  Kruszwi- 
ca-Glied. 


58 


STUFE 

LEITFOSSILIEN 

LITHOLOGISCHE 

FORMATIONEN 

LiJ 

5 

OL 
OL 

g 

3 

< 
1 

Mogilno-F . 

UJ 

h— 

:d 

o 

Simhirski tes 

Wioclawek-F. 

OL 

1- 

=3 

Bndemoceras 

CD 

> 

CQ 
O 

z 

Dichotomitos    und  Satjnoceras 

Poiyptychi  tes 

Bodzan6w-F. 

Platylent  iceras     und  Weocomjites 

Roqozno-F. 
Kcynia-F. 

«a: 

ce: 
bJ 

O 

=1 

z. 
< 

< 

5- 

q: 

:^ 

CQ 

q: 

=) 

SuriCes  und  Eutymiceras 
Riasanites    und  Maibosiceras 

A 

C    Ostracoden 
D 

_i 
o 

3 

ce: 
O 

E 
—    Ostracoden 
F 

Tabelle  1. 
Stratigraphisches  Profil  der  Unterkreide  im  polnischen  Flachland. 

Purbecks  und  dem  mittleren  Purbeck  Englands  sowie  dem 
oberen  Teil  der  Münder-Mergel-Formation  Deutschlands 
entsprechen.  Diese  stratigraphische  Einstufung  des  Purbecks 
im  Polnischen  Flachland  bestätigen  die  palynologischen  Un- 
tersuchungen. Nach  J.  Mamczar  (1966,  1982)  war  die  herr- 
schende Pflanzengruppe  im  Purbeck  die  Cheirolepidaceae 
(z.  T.  bis  87%).  Wesentlichen  Anteil  an  den  Pflanzengemein- 
schaften hatten  auch  Nadelbäume  mit  den  Familien  Taxodia- 
ceae-Cupressaceae  sowie  Pinaceae-Podocarpaceae;  außerdem 
waren  auch  FiHcales  mit  der  Familie  Gleicheniaceae  vertreten. 

Sedimente  der  Purbeck-Fazies  erreichen  eine  Mächtigkeit 
bis  100  m  wobei  auf  die  Ostrakodenzone  ,,A"  30  m  entfallen. 

Ober-Berrias  -  die  Ryazan-Stufe  ist  gut  mit  Ammoni- 
ten  belegt,  die  eine  Einteilung  dieser  Stufe  in  die  Schichten  mit 
Riasanites  und  Malbosiceras  (unten)  und  in  die  Schichten  mit 
Surites  und  Euthymiceras  (oben)  erlauben  (S.  Marek, 
A.  R,-\CZYNSKA  1979a,  b,  1982). 

Schichten  mit  Riasanites  und  Malbosiceras:  sandige 
Schiuffsteine,  Sandsteine  und  sandige  Kalke  mit  Riasanites 
riasanensis  (Wenetzky)  Lahusen,  Praetollta  cf.  rnaynei 
Späth,  Subcraspedites  sp.  div.,  Malbosiceras  cf.  malbosi 
(Pictet),  Retowskiceras  cf.  andrussovi  (Retowski),  Pictetice- 
ras  cf.  picteti  (Jacob),  Picteticeras  cf.  jauberti  (Mazenot) 
und  andere. 

Schichten  mit  Surites  und  Euthymiceras:  (Tonsteine, 
Schluffsteine  mit  sandig-sideritischen  Einlagerungen  und 
Sphärosideriten)  mit:  Surites  cf.  spasskensis  (Nikitin),  Suri- 
tes cf.  subtzikwinianus  (Bogoslowski),  Extemiceras  sp., 
Suba-aspedites  sp.  sp.,  Riasanites  sp.,  Neocosmoceras  cf. 
sayni  (Simionescu),  Euthymiceras  cf.  euthymi  (Pictet),  TVeo- 
cosmoceras  cf.  platycostatum  (Sayn),  Neocosmoceras flabelli- 
forme  (Hegarat),  Faunella  sp.  cf.  boissien  (Pictet)  und 
Berriasella  sp. 

Die  erwähnten  Ammoniten  vertreten  hauptsächlich  süd- 
und  mittelrussische  Arten  und  nur  untergeordnet  nordrussi- 
sche. 


In  der  Ryazan-Stufe  treten  auch  reichlich  Lamellibranchia- 
ten  auf,  vor  allem  Exogyra  sinuata  (Sowerby)  sowie  Forami- 
niferen  und  Ostrakoden.  Unter  den  Foraminiferen  herrschen 
die  kalkschaligen  Gattungen  Lenticulina,  Vaginulinopsis, 
Reinholdella,  Trocholina,  Citharina  und  Epistomina  vor, 
weniger  zahlreich  sind  die  agglutinierenden  Formen:  Ha- 
plophragmoides,  Trochammina  und  Reophax.  Ostrakoden 
sind  mit  den  Gattungen  Protocythere ,  Schulendea,  Cyther- 
ella  und  Paranotacythere  vertreten. 

Mikrofloristische  Untersuchungen  konnten  nachweisen, 
daß  an  der  Wende  der  Purbeck-Fazies  zu  den  marinen  Sedi- 
menten der  Ryazan-Stufe  ein  plötzliches  Verschwinden  der 
Familie  Cheirolepidaceae  erfolgte  und  eine  Entwicklung  der 
Nadelbäume-Coniferales  der  Familien  Taxodiaceae-Taxa- 
ceae-Cupressaceae  (bis  50%)  und  der  Familien  Pinaceae-Po- 
docarpaceae (bis  8%)  einsetzte.  Zu  beobachten  ist  ein  hoher 
Anteil  an  Farnen  vor  allem  der  Familie  Gleicheniaceae  (bis 
317c),  dagegen  traten  Schachtelhalme  (Equisetales)  und  Bär- 
lappgewächse (Lycopodiales)  zurück.  Nach  J.  Mamczar 
(1966,  1973,  1982)  weist  der  Sporen-  und  Pollenkomplex  auf 
eine  größere  Feuchtigkeit  in  der  Ryazan-Stufe  als  im  Purbeck 
hin. 

Die  Mächtigkeit  des  ganzen  Berrias  erreicht  160  m,  des  ma- 
rinen Anteils  60  m. 


2.  VALANGIN 

Das  Unter- Valangin  ist  im  Polnischen  Flachland  in  die 
Platylenticerasschichten  (unten)  und  die  Polyptychites- 
Schichten  (oben)  unterteilt. 

Platylenticeras-'Sic\\ichx.tx\  bilden  eine  Kontinuität  zur  ma- 
rinen Ryazan-Stufe.  Es  sind  vor  allem  Tonsteine,  unterge- 
ordnet Schluffsteine,  im  Randgebiet  sandige  Sedimente  mit 
Sideriteinlagerungen  ausgebildet  mit  vereinzelten  Ammoni- 
ten Platylenticeras  (PI.)  heteropleurum  postrum  (Koenen), 
Platylenticeras  (PI.)  gevrilianum  gevrilianum  (d'Orbign\'), 
Platylenticeras  (Tolypeceras)  marcoisianum  mflatum  (Koe- 
nen), Neocomttes  neocomiensis  (d'Orbigny),  Neocomites 
neocomiensis  var.  premolica  (Say'n),  Polyptichites  sp.  cf. 
gravidus    (Koenen)   sowie   Belemniten   Oxyteuthis  primus 

BtASZKIEW'ICZ. 

Lamellibranchiaten  sind  vertreten  durch  zahlreiche  Exo- 
gyra sinuata  (Sowerby);  auch  die  Mikrofauna  ist  reich.  Unter 
den  Foraminiferen  herrschen  agglutinierende  Formen:  Tro- 
chammina, Glomospirella,  Vemeuillinoides,  Haplophrag- 
moides,  Reophax  und  Ammobaculites.  Untergeordnet  treten 
auch  kalkschalige  Foraminiferen  auf  wie  Lenticulina,  Astaco- 
lus,  Saracenaria,  Citharina,  Reinholdella,  Trocholina,  Epi- 
stomina, Spirilina,  Eoguttulina,  Globulina  und  Vaginulinop- 
sis.  Ostrakoden  sind  spärlich  mit  Protocythere,  Schuleridea 
und  Paranotacythere  vertreten.  Die  Platylenticeras-ScWich- 
ten  erreichen  eine  maximale  Mächtigkeit  von  60  m. 

Polyptychites-Schichten  weisen  im  zentralen  Beckenteil 
eine  lithologische  Dreiteilung  auf.  Den  mittleren  Profilteil 
bilden  limnische,  graue  Sandsteine,  meistens  feinkörnige  mit 
mittel-  und  grobkörnigen  Sandsteineinlagerungen  mit  reich- 
lich inkohltem  Pflanzendetritus  und  tonig-kohligen  Linsen 
mit  Muskowit.  Dagegen  den  unteren  und  oberen  Profilteil 
bilden  feingebankte,  marine  Tone  und  Schluffsteine  mit  Ei- 


59 


senkonkretionen.  Im  unteren  Profilteil  wurden  vereinzelt 
Bruchstücke  der  Ammonitengattung  Polyptychites  und  der 
Ostrakodengattung  Dolocythendea  gefunden.  Außerhalb 
des  Beckenzentrums  in  West-Polen  bilden  die  Polyptychi- 
fej-Schichten  vorwiegend  Sandsteine  mit  Zwischenlagen  von 
Rhizoiden-Schluffsteinen,  die  auf  eine  Sumpfsedimentation 
hinweisen.  Die  stratigraphische  Lage  der  ausgesonderten  Po- 
lyptychites -Sc\nc\\x.en  zeigt  ihre  Lage  oberhalb  der  Platylenti- 
ceraj-Schichten  und  unterhalb  des  Obervalangin.  Die  maxi- 
male Mächtigkeit  der  Polyptychites-Schichten  beträgt  ca. 
120-150  m. 

Das  Ober- Valanging  (Schichten  mit  Dichotomites 
und  Saynoceras)  zeigt  eine  neue  marine  Ingression.  Im  zen- 
tralen Beckenteil  bilden  sich  im  Ober-Valangin  graue  und 
aschgraue  Tonsteine,  Schiuffsteine  mit  Sandsteineinlagerun- 
gen, ziemlich  häufig  sind  sandig-dolomitisch-sideritische 
Zwischenlagen  mit  Kalzit-  und  Eisenoolithen.  Die  Ammoni- 
tenführung  ist  gut:  Dichotomites  bidichotomus  (Leymerie), 
Dichotomites  cf.  biscissus  (Koenen),  Dichotomites  cf.  pet- 
schorensis  (Bogosiowski),  Polyptychites  cf.  ramulicostatus 
(PAWtow),  Polyptychites  cf.  michalskii  (BoGOStowsKi),  Polyp- 
tychites nucleus  (Roemer),  Polyptychites  cf.  ascendens  Koe- 
nen, Neocraspedites  complanatus  (Koenen),  Saynoceras  ver- 
rucosum  (d'Orbigny),  Leopoldia  sp.  cf.  hiassalensis  (Kara- 
kasch),  Astieria  bachelardi  Sayn,  Neocomites  biformis  Say'n, 
Bochianites  neocomiensis  (d'Orbigny)  u.  a. 

Unter  den  Lamellibranchiaten  treten  zahlreich  auf:  Pano- 
pea  cf.  gurgitis  (Brogniart),  Grammatodon  cf.  securis 
(d'Orbigny)  und  Arten  der  Gattungen  Corbula,  Gervillea, 
Trigonia,  ChLimys  sowie  Ostrea. 

Im  südöstlichen  Teil  des  Polnischen  Flachlandes  besteht 
das  Ober-Valangin,  das  dort  das  älteste  Glied  der  Unterkreide 
darstellt,  hauptsächlich  aus  mergeligen  und  kalkigen  oolith- 
eisenhaltigen  und  detritischen  Gesteinen. 

Außer  Lamellibranchiaten  ist  in  diesen  Sedimenten  auch 
Schalenschutt  von  Brachiopoden,  Ammoniten,  Bryozoen 
und  Würmern  festzustellen.  Epikontinentale  tonig-sandige 
Sedimente  von  wahrscheinlichem  Ober-Valangin-Alter  wur- 
den unter  dem  aufgeschobenen  Karpaten-Flysch  festgestellt 
(S.  Geroch,  A.  Jednorowska,  W.  Moryc  1972). 

In  den  Schichten  mit  D;c/)ofo??7zfes  und  Saynoceras  kommt 
eine  reiche  Mikrofauna  vor.  Außer  den  agglutinierenden  Fo- 
raminiferen  Glomospirella,  Ammodiscus  und  Haplophrag- 
moides  finden  sich  häufiger  kalkschaligeForaminiferen:  Len- 
ticulina,  Citharina,  Marginulina,  Saracenaria,  Epistomma, 
Remholdella  und  Planispirillma. 

Zu  betonen  ist  das  Erscheinen  neuer  Ostrakodenarten  der 
Gattungen:  Stravia,  Haplocytheridea,  Schuleridea,  Protocy- 
there,  Cytherelloidea,  Cytherella,  Euryitycythere  und  Dolo- 
cythendea. Die  maximale  Mächtigkeit  des  Ober-Valangin  im 
Polnischen  Flachland  beträgt  30-50  m. 

Die  Pflanzendecke  im  Valangin  unterlag  im  Vergleich  mit 
dem  Berrias  keinen  wesentlichen  Änderungen.  Die  herr- 
schenden Pflanzengruppen  sind  weiter  die  Nadelbäume  mit 
den  Familien  Taxodiaceae-Taxaceae-Cupressaceae  (bis  50%); 
zu  beobachten  ist  ein  wenig  größerer  Anteil  der  Familien  Pi- 
naceae-Podocarpaceae  sowie  auch  ein  weiteres  Auftreten  der 
Farne,  vorwiegend  der  Familie  Gleicheniaceae.  Das  zeugt  für 
ein  wärmeres  und  noch  feuchteres  Klima  als  im  Berrias. 


3.  HAUTERIVE 

Das  Unter-Hauterive  ist  deutlich  transgressiv;  im  zen- 
tralen Beckenteil  bildeten  sich  dunkle  Tonsteine  oder  Schluff- 
steine,  zuweilen  sandig  mit  Zwischenlagen  von  grauen  Ton- 
steinen und  Sideriten.  Im  oberen  Profilteil  sind  die  Sedimente 
sandiger  und  enthalten  stellenweise  Anhäufungen  von  Ei- 
senoolithen. Im  südöstlichen  Beckenteil  des  Polnischen 
Flachlandes  sind  Zwischenlagen  von  kalkig-sideritischen 
Sandsteinen  mit  Eisenoolithen  von  großer  Bedeutung.  Ver- 
einzelte Ammoniten  vertreten  durch  die  Arten:  Endemoceras 
cf.  amblygonium  (Neumeyer  et  Uhlig),  Endemoceras  äff. 
enode  Thiermann,  Endemoceras  sp.  (ex  gr.  noricum-enode) 
und  Endemoceras  sp.  (S.  Marek  1961,  1968,  1969;  A.  Rac- 

ZYNSKA   1979). 

Reich  sind  auch  Lamellibranchiaten  und  Gastropoden  ver- 
treten, unter  anderen  Panopea  cf.  gurgitis  (Brogniart), 
Grammatodon  securis  (d'Orbigny)  und  Arten  der  Gattungen 
Corbula,  Pholadomya  und  Natica  sp. 

In  der  Mikrofauna  herrschen  kalkschalige  Foraminiferen: 

Lenticulina,  Vaginulinopsis,  Epistomina,  Marginulina  und 
Citharina.  Agglutinierende  Foraminiferen  sind  vertreten 
durch  die  Gattungen:  Haplophragmoides,  Ammobaculites, 
Trochammina  und  Glomospirella.  Ostracoden  mit  den  Gat- 
tungen Haplocytheridea,  Mandocythere,  Schuleridea,  Stilli- 
na, Paranotacythere,  Euryitycythere  und  Cytherelloidea. 

Charakteristisch  für  das  Unter-Hauterive  sind:  Epistomma 
caracolla  caracolla  (Roemer),  Marginulina  pyramidalis 
(Koch)  und  Schuleridea  äff.  lamplughi  (Neale). 

Das  Unter-Hauterive  erreicht  eine  maximale  Mächtigkeit 
bis  zu  50  m. 

Das  Ober-Hauteri ve  ist  zweigeteilt.  Den  unteren 
Komplex  bilden  feinkörnige  bis  grobkörnige,  graue  Sandstei- 
ne, teilweise  dolomitische  und  sideritisch,  mit  Anhäufungen 
von  Goethit-Chamosit-Oolithen.  Die  Mächtigkeit  dieses 
Komplexes  beträgt  bis  zu  45  m. 

In  diesen  Sedimenten  wurden  nur  agglutinierende  Forami- 
niferen der  Gattungen  Glomospirella,  Reophax  und  Vemeu- 
illinoides  nachgewiesen. 

Den  oberen  Komplex  bilden  wieder  Tonsteine  und  dunkle 
Schiuffsteine  mit  reichlich  Pyrit.  Im  zentralen  Beckenteil 
kommen  Anhäufungen  von  Dolomit-Siderit-Chamosit- 
Oolitherzen  vor.  Ein  großer  Teil  dieser  Sedimente  kann  mit 
vereinzelten  Simbirskites  (Craspetodiscus)  gottschei  (Koe- 
nen)  und  Simbirskites  (Crasp.)  sp.  (A.  Raczyivjska  1979)  ein- 
gestuft werden.  Außerdem  tritt  hier  eine  charakteristische 
Foraminiferen-Gemeinschaft  auf,  mit  den  Gattungen  Tro- 
chammina, Trocholina,  Psammosphera,  Reophax,  Lage- 
nammina,  Glomospirella  und  Textularia. 

Die  Sedimente  des  oberen  Hauterive  erreichen  eine  maxi- 
male Mächtigkeit  bis  zu  80  m. 

In  der  Pflanzengemeinschaft  ist  im  Hauterive  eine  Zu- 
nahme der  Nadelbäume  besonders  mit  der  Familie  Taxodia- 
ceae-Taxaceae-Cupressaceae  (bis  69%)  zu  beobachten;  unter 
den  Farnen  hat  die  Familie  Gleicheniaceae  den  größten  An- 
teil. Die  Pflanzengemeinschaft  weist  auf  ein  warmes  und 
feuchtes  Klima  hin. 


60 


4.  BARREME  -  MITTELALB 

Die  auf  dem  Hauterive  und  unter  dem  Oberalb  liegenden, 
überwiegend  sandigen  Sedimente,  wurden  als  Mogilno-For- 
mation  ausgeschieden,  die  in  drei  Glieder  eingeteilt  wurde: 
Pagörki-Goplo- und  Kruszwica-Glied  (A.  Raczi-nska  1979). 

Das  Pagörki-Glied,  dem  ein  Barreme-Alter  zuge- 
schrieben wurde,  bilden  feinkörnige,  weiße  Sandsteine,  oft 
mit  Kaolinit-Zement  ohne  Glaukonit  und  Makrofauna,  stel- 
lenweise nur  mit  mkohltem  Pflanzendetritus.  In  tonigen  Zwi- 
schenlagen findet  man  agglutinierende  Foraminiferen  wie 
Ammohaculites  und  Reophax. 

Im  Barreme  ist  eine  wesentliche  Änderung  in  der  Pflanzen- 
decke zu  beobachten.  Die  bis  zum  Hauterive  herrschenden 
Nadelbäume  mit  den  Familien  Taxodiaceae-Taxaceae-Cu- 
pressaceae  haben  nunmehr  einen  wesentlich  geringeren  Anteil 
bei  gleichzeitiger  Zunahme  der  Familien  Pinaceae-Podocar- 
paceae.  Unter  den  Farnen  ist  die  Abnahme  der  Familie  Glei- 
cheniaceae  zugunsten  anderer  Familien  der  Filicales  anzu- 
merken. Einen  geringen  Anteil  in  der  Pflanzengemeinschaft 
haben  auch  Schachtelhalme  (Equisetales)  und  Bärlapp-Ge- 
wächse (Lycopodiales).  Diese  Pflanzengemeinschaft  weist 
auf  ein  warmes  Klima,  jedoch  wesentlich  trockener  als  im 
Hauterive. 

Das  Pagörki-Glied  (Barreme)  erreicht  eine  maximale 
Mächtigkeit  von  50-75  m. 

Das  Goplo-Glied,  für  das  Apt  angenommen  wird,  bil- 
den Tonsteine,  sandige  Schiuffsteine  und  dunkelgraue  Sand- 
steine mit  Glaukonit,  manchmal  mit  Zwischenlagen  von  ei- 
senhaltigen Oolithen  und  Chamosit-Erzen.  In  der  Warsza- 
wa-Mulde  wurden  unbestimmbare  Ammoniten  gefunden 
(S.  Marek  1968). 


Die  Mikrofauna  wird  vertreten  vor  allem  durch  agglutinie- 
rende Foraminiferen:  Reophax,  Vemeuillinoides,  Haploph- 
ragmoides  und  Tritaxia.  Unter  den  kalkschaligen  Forammi- 
feren  herrschen  Arten  der  Gattungen  Margmulina,  Lenticti- 
lina,  Astacolus,  Paleomi  und  Trocholina  vor;  vereinzelt  fin- 
det man  auch  Ostrakoden  Cypridea. 

In  der  Pflanzengemeinschaft  ist  wiederum  eine  Änderung 
bemerkbar.  Die  Nadelbäume  der  Familien  Taxodiaceae-Ta- 
xaceae-Cupressaceae  treten  zurück  (nur  29%)  ebenso  die  Fa- 
milien Pinaceae-Podocarpaceae  (bis  8%).  Unter  den  Farnen - 
Filicales  ist  wieder  eine  Zunahme  der  Familie  Gleicheniaceae 
anzumerken  mit  gleichzeitiger  Entfaltung  anderer  Familien 
der  Filicales  und  Lyopodiales  (bis  26%);  die  Schachtelhalme - 
Equisetales  haben  geringen  Anteil.  Diese  Pflanzengemein- 
schaft zeigt  eine  Zunahme  der  Klimafeuchtigkeit  an. 

Das  Goplo-Glied  (Apt)  erreicht  eine  Mächtigkeit  von 
40-50  m. 

Das  Kruszwica-Glied,  bestimmt  als  Unter-  und 
Mirtelalb,  bilden  feinkörnige,  graue,  kalkfreie  Sandsteine  mit 
Glaukonit;  im  Liegenden  und  Hangenden  oft  grobkörnig  und 
konglomerathaltig.  Reichlich  findet  man  inkohlten  und  pyri- 
tisierten  Pflanzendetritus  und  in  vereinzelten  Tonzwischen- 
lagen geringe  Mengen  von  Foraminiferen  der  Gattungen 
Quinqueloculina,  Bullopora,  Lenticulina  und  Miliospirella. 
Das  Kruszwica-Glied  wird  nach  oben  mit  sandigen  Mergeln 
mit  Phosphoriten  abgeschlossen,  die  Aucellinen  und  Belem- 
niten  des  Oberalb  enthalten  (S.  CieSliNski  1959a,  b,  1960). 

Die  maximale  Mächtigkeit  des  Kruszwica-Glieds  beträgt 

100  m.  Für  die  ganze  Mogilno-Formation  (Barreme-Mittel- 
alb)  kann  150-220  m  Mächtigkeit  angegeben  werden. 


IV.  SEDIMENTATIONSGESCHICHTE  UND 
PALÄOGEOGRAPHISCHE  ENTWICKLUNG 


Das  sich  im  Ober-Wolga  und  im  Unter-Berrias  ausgebil- 
dete relikthafte  Purbeck-Becken  ist  zur  mittelpolnischen 
Furche  hin  begrenzt. 

Zu  Beginn  der  Ryazan-Stufe  wurde  das  Binnen-Bek- 
ken  in  ein  brackisch-marines  Becken  (Ostrakoden-Zone 
,,A")  und  danach  in  ein  marines  Becken  mit  terrigenen  Ein- 
schüttungen umgestaltet.  Anfänglich  sind  es  sandig-karbona- 
tische Bildungen  und  danach  mehr  tonig-schluffige  Sedimen- 
te. Die  Ammoniten  sind  vertreten,  vor  allem  südliche  Arten, 
unter  anderen  die  Gattungen  Fauriella,  Malbosiceras,  Eu- 
thymiceras,  Neocosmoceras,  Picteticeras,  Berriasella  und  Re- 
towskiceras  sowie  mittelrussische  Arten  der  Gattung  Riasa- 
nites.  Hierin  liegt  ein  Beweis,  daß  die  Initialtransgression  des 
Ryazan-Meeres  nach  Polen  von  Südosten,  also  aus  der 
West-Tethys  eingedrungen  ist.  Nur  die  Gattungen  Surites, 
Subcraspedites,  Extermceras  und  Praetollia  zeugen  für  Mee- 
reseinflüsse aus  Nordwesten  vom  Nordatlantik. 

Im  Unter-Valangin  (PlatylenticerasScW\c\\ten)  folgt 
kontinuierlich  die  mit  dem  Ryazan-Meer  begonnene  Sedi- 
mentation. Das  Meer  erweiterte  seinen  Bereich  vor  allem  nach 
Nordpolen  (Abb.  3);  es  entstanden  dunkle  Tonsteine  und 


Schiuffsteine  mit  Siderit.  Ammoniten  der  Gattungen  Platy- 
lenticeras  und  Neocomites  sowie  Belemniten  Oxyteuthis 
weisen  auf  eine  Verbindung  des  polnischen  Beckens  mit  den 
Provinzen  der  Tethys  und  des  Atlantiks  (Anglo-Germani- 
sches  Becken)  hin. 

Im  späteren  Unter-Valangin  (Polyptychites-Schich- 
ten)  erweitert  das  Meer  wiederum  seinen  Bereich  im  Ver- 
gleich mit  den  Platylenticeras-Schichten.  Es  ist  jedoch  eine 
Verflachung  und  teilweise  Aussüßung  des  Beckens  zu  beob- 
achten, worauf  sandige  Sedimente  und  sumpfig-schluffige 
Einlagerungen  mit  Rhizoiden  und  Holzstücken  hinweisen. 
Zeitweilig  überwogen  die  zufließenden  Süßwässer.  Eine 
Moorsedimentation  konnte  sich  in  den  seichten  Beckenteilen 
entwickeln,  vorübergehend  von  ausgedehnten  Wattgebieten 
abgelöst. 

In  der  Ryazan-Stufe  und  im  Unter-Valangin  wurde  das  ter- 
rigene  Material  in  das  Sedimentationsbecken  vorwiegend  vom 
Norden  zugeführt  (Abb.  3,  4). 

Im  Ober-Valangin  wiederholt  sich  eine  Dominanz  des 
marinen  Einflusses.  In  den  Randzonen  ist  ein  Übergreifen  der 
transgressiven    Bildungen   bemerkbar,    die   mittelpolnische 


61 


BERRIAS  -  UNTER   VALÄNGIN  (Platylenticeras-Schichten) 


rslarew  \ 

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4)        ^ 

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Abb.  3.  Paläofazies  für  die  Zeitspanne  Berrias  bis  Platylenticerai-UntervAangm.  1  =  Tonsteine  und 
Schiuffsteine  im  unteren  Teil  mit  sandigen  Kalken.  2  =  Tonsteine  und  sandige  Schiuffsteine;  3  =  schluf- 
fig-sandige  Kalksteine;  4  =  Ammoniten;  5  =  gegenwärtige  Verbreitung  des  /'to;y/en«cer<js-Untervalangin; 
6  =  gegenwärtige  Berrias-Verbreitung;  7  =  Gebiet  der  postkretazischen  Erosion;  8  =  primäre  Verbrei- 
tung des  Festlandes  im  Untervalangin;  9  =  Verbreitung  der  Lithofaziesfelder;  10  =  Karpatenflysch-Auf- 
schiebung. 


Furche  wird  überschritten  (Abb.  5).  In  dieser  Zeit  sedimen- 
tierten  dunkle,  zuweilen  dolomit-sideritische  Tonsteine  und 
Schiuffsteine.  Im  südöstlichen  Teil  des  polnischen  Beckens 
wurden  diese  Sedimente  durch  oft  oolithe  und  organo-detriti- 
sche  Kalksteine  und  Mergel  vertreten.  Gegen  Ende  des 
Ober-Valangin  erfolgte  in  Westpolen  eine  kurzdauernde 
Meeresregression  sowie  eine  allgemeine  Beckenverflachung. 
Die  Ammoniten  der  Gattungen  Dichotomites,  Polyptychites, 
Neocraspedites,  Saynoceras,  Astieria,  Bochianites,  Leopoldia 
und  Neocomites  beweisen  eine  andauernde  Verbindung  des 
polnischen  Beckens  mit  der  Tethys  sowie  Einflüsse  aus  den 
mittelrussischen  und  anglo-germanischen  Meeresbecken. 


Zu  betonen  ist,  daß  das  Klima  im  Valangin  wesentlich 
wärmer  und  feuchter  war  als  im  Berrias. 

Im  Unter-Hauterive  sedimentierten  allgemein  dunkle, 
tonigschluffige  Ablagerungen  mit  der  größten  Ausdehnung 
im  Neokom.  Das  Übergreifen  der  Unter-Hauterive-Sedi- 
mente  beweist  einen  erneuten  transgressiven  Vorstoß.  Am- 
moniten der  Gattung  Endemoceras  zeugen  nunmehr  für  ei- 
nen entscheidenden  Einfluß  aus  dem  anglo-germanischen 
Meer. 

Den  Anfang  des  Ober-Hauterive  kennzeichnet  eine 
erneute  Beckenverflachung,   Erosion  am  Beckenrand  und 


62 


UNTER     VALANGIN  -  Polyptychites  Schichten 


Abb.  4.  Paläofazies-Typen  des  Polyptychites-lJnterviLhnf^m.  1  =  Tonsteine  und  sandige  Schiuffsteine; 
2  =  tonig-schluffige  Sandsteine;  3  =  Sandsteine  teilweise  mit  Rhizoiden;  4  =  kalkige  Sandsteine; 
5  =  Ammoniten;  6  =  gegenwartige  Verbreitung  des  Po/i'jO/rc/wfes-Untervalangin;  7  =  Gebiete  der  post- 
kretazischen  Erosion;  8  =  primäre  Land-Verbreitung;  9  =  Verbreitung  der  Lithofaziesfelder;  10  =  Kar- 
patenflysch- Aufschiebung. 


großer  Antransport  von  Sandmaterial.  Hier  überwiegen 
Sandsteine  mit  Einlagerungen  von  Oolith-Goethit-Chamo- 
sit-Erzen. 

Im  jüngeren  Ober-Hauterive  ist  eine  Änderung  der 
Sedimentationsbedingungen  zu  beobachten;  es  bilden  sich 
dunkle  tonig-schluffige  Sedimente.  Gegen  das  Ende  des  Hau- 
terives  steigt  der  Gehalt  an  terrigenem  Material  und  örtlich 
kommt  es  zu  der  Konzentration  von  Eisenoolitherzen.  Ver- 
einzelte Ammoniten  der  Gattung  Simbirskites  weisen  auf 
Meereseinflüsse  aus  Nordwesten,  vom  anglo-germanischen 
Becken  hin. 

Das  Klima  war  feuchter  und  wärmer  als  im  Valangin. 

Im  Barreme  beginnt  ein  neuer  Sedimentationszyklus  der 
Unterkreide  (Abb.  2).  Zu  dieser  Zeit  entstehen  Kaolinitsand- 
steine  mit  Pflanzenresten.  Dieses  sandige  Glied  zeugt  für  eine 
erhebliche  Aussüßung  und  eine  Einengung  des  Beckens.  Das 


Klima  war  im  Barreme  weiterhin  warm,  jedoch  trockener  als 
im  Hauterive. 

Das  Apt  wird  durch  tonig-schluffig-sandige  Sedimente 
mit  Glaukonit  gebildet,  und  zeigt  eine  erneute  Meerestrans- 
gression  und  Beckenvertiefung.  Das  warme  Klima  ist  wieder 
feuchter  geworden. 

Im  Unter-  und  Mittel-Alb  erweiterte  sich  die  Meeres- 
transgression.  Es  hatte  sich  ein  seichtes  Sedimentationsbek- 
ken  gebildet  in  dem  glaukonitische  Sandsteine  abgesetzt  wur- 
den. Diese  Bildungen  greifen  über  alle  älteren  Glieder  der  Un- 
terkreide hinweg. 

Das  Meeresbecken  im  Polnischen  Flachland  wies  in  der 
Unterkreide  eine  expansive  Entwicklung  auf,  die  sich  in  der 
jeweiligen  übergreifenden  Lagerung  der  jeweils  stratigra- 
phisch  jüngeren  Glieder  ausprägt. 


OBER   VALANGIN-HAUTERIVE 


63 


10 
11 

Abb.  5.  Paläofazies-Typen  für  die  Zeitspanne  Obervalangin-Hauterive.  1  =  Tonsteine  und  Schiuffsteine; 
2  =  tonig-schluffige  Sandsteine;  3  =  Sandsteine;  4  =  Kalksteine;  5  =  Ammoniten;  6  =  gegenwärtige 
Verbreitung  des  Obervalangin;  7  =  gegenwärtige  Verbreitung  des  Hauterive;  8  =  Gebiet  der  posti<retazi- 
schen  Erosion;  9  =  primäre  Land-Verbreitung  im  Hauterive;  10  =  Verbreitung  der  Lithofaziesfelder; 
11  =  Karpatenflysch-Aufschiebung. 
Text  zur  Arbeit  MAREK 


64 


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65 


Zitteliana 


10 


65-95 


München,  I.Juli  1983 


ISSN  0373 -9627 


The  Mid-Cretaceous  transgression  onto  the  Central  Polish 
Uplands  (marginal  part  of  the  Central  European  Basin) 

By 
RYSZARD  MARCINOWSKI  &  ANDRZEJ  RADWANSKI') 

With  6  text  figures,  8  plates  and  1  table 

ABSTRACT 


The  Central  Polish  Uplands  belonged  to  the  south-eastern 
marginal  parts  of  the  Central  European  Basin  during  the 
mid-Cretaceous  transgression.  The  topography  of  the  Kim- 
merian  tilted  Substrate  controlled  not  only  the  transgressing 
sea  but  also  the  extent  of  the  shoreline  and  the  paleoenviron- 
ments  of  the  mostly  sublittoral  successions.  The  transgressive 
deposits  from  the  Middle  Albian  eodentatus  Subzone  until 
the  Late  Turonian  Inoceramus  costellatus  Zone  reflect  the 
gradual  filling  of  the  basins  and  the  effects  of  synsedimentary 
movements:  either  regional  block-faulting  (Cracow  Upland 
in  the  southern  part  of  the  Polish  Jura)  or  a  continous  uplift  of 


submarine  sweils  (Polish  Jura  Swell,  Annopol  Swell).  Four 
pulses  can  be  recognized  within  the  mid-Cretaceous  trans- 
gressive sequence.  None  of  them  is  truly  regressive,  but  all  are 
particular  episodes  of  one  transgressive  cycle.  Abundant  fau- 
nas  particularly  in  phosphatic  beds  allow  paleobiogeographi- 
ca!  and  environmental  conclusions  with  a  special  contribution 
to  the  phosphorite  beds  of  Annopol-on-Vistula.  Boreal  and 
Tethyan  affinities  in  the  ammonite  faunas  are  briefly  discus- 
sed  with  some  remarks  on  the  extents  of  the  two  bioprovin- 
ces. 


KURZFASSUNG 


Das  polnische  Mittelgebirge  gehörte  zur  Zeit  der  Mittel- 
kreide-Transgression  zum  südöstlichen  Randbereich  des  zen- 
traleuropäischen Beckens.  Die  Topographie  des  jungkimme- 
risch  verstellten  jurassischen  Untergrundes  kontrollierte 
nicht  nur  den  Ablauf  der  Transgression,  sondern  auch  die 
Entwicklung  der  Küstenlinien  und  die  Abfolge  der  überwie- 
gend sublitoralen  Sedimentation.  Die  transgressiven  Ablage- 
rungen von  der  eodentatus  Subzone  des  mittleren  Albs  an  bis 
zur  Inoceramus  costellatus  Zone  des  obersten  Turon  spiegeln 
die  allmähliche  Auffüllung  der  Becken  und  die  Auswirkungen 
der  synsedimentären  tektonischen  Bewegungen  wider:  es 
sind  teils  regionale  Bruchtektonik  (Krakauer  Hügelland  im 


südlichen  Teil  des  polnischen  Jura),  teils  ein  allmählicher  Auf- 
stieg submariner  Schwellen  (Polnische  Jura  Schwelle,  Anno- 
pol-Schwelle). Es  sind  vier  Phasen  innerhalb  der  Mittelkrei- 
de-Transgression  erkennbar;  keine  davon  ist  wirklich  regres- 
siv, sondern  sie  gehören  einem  transgressiven  Zyklus  an. 
Die  reichen  Faunen  aus  den  Phosporiten  ermöglichen  detail- 
lierte Aussagen  zur  Ökologie  und  zur  Genese  der 
Phosphoritvorkommen  von  Annopol/Weichsel.  Anhand  der 
Ammonitenfaunen  werden  die  paläobiogeographischen  Be- 
ziehungen zwischen  borealer  und  Tethys-Faunenprovinz 
und  die  Einflüsse  beider  FaunenprovLnzen  auf  das  zentraleu- 
ropäische Becken  diskutiert. 


INTRODUCTION 


The  area  of  the  Central  Polish  Uplands  belongs  to  the 
south-eastern  marginal  parts  of  the  Central  European  Basin. 
This  marginal  nature  resulted  from  an  elevated  zone  along  the 
northem  outskirts  of  the  Alpino-Carpathian  geosyncline.  In 


R.  MARCINOWSKI,  A.  Radwanski,  Institute  ofGeology,  Univer- 
sity  of  Warsaw,  AI.  Zwirki-i-Wigury  93,  PL-02-089  Warszawa, 
Poland. 


Poland  this  zone  has  commonly  been  regarded  as  a  more  or 
less  hypothetical  meta-Carpathian  arch.  During  Mesozoic 
time  it  temporarily  separated  the  Carpathian  flysch  geosyn- 
cline from  the  epicontinental  basins  to  the  north.  In  the  Early 
Albian  parts  of  the  meta-Carpathian  arch  had  been  uplifted, 
supplying  coarse  clastic  material  both  to  the  south  (towards 
the  Carpathian  flysch  geosyncline)  and  to  the  north  (onto  the 
Central  Poland  Uplands  area).  The  mid-Cretaceous  trans- 


66 


gressive  sequence  has  thus  a  primarily  clastic  character.  It  lies 
with  a  stratigraphic  gap  on  the  pre-Albian  land  topography. 
On  the  other  hand,  the  morphology  of  the  meta-Carpathian 
arch  mostly  resulted  from  the  New-Kimmerian  epeirogene- 
sis,  which  was  responsible  both  for  the  tectonic  tut  (in  the 
ränge  of  a  few  degrees)  and  the  erosion  of  the  Upper  Jurassic 
sequence  completed  by  the  Tithonian  (Volgian)  decHne  (Ku- 
TEK  &  Zeiss  1974).  Consequently  the  investigated  mid-Creta- 
ceous  sequence,  regardless  the  Neocomian  sedimentary  epi- 
sode  funher  to  the  north,  rests  upon  eroded  Oxfordian  or 
Kimmeridgian  Substrate  in  most  of  the  Central  Polish 
Uplands  area. 


The  mid-Cretaceous  sequence  exposed  in  many  exposures 
in  the  Central  Polish  Uplands  embraced  the  time  interval 
from  the  Middle  and  Upper  Albian  to  the  Upper  Turonian. 
Its  deposition  took  place  within  the  paleogeographic  frames 
of  the  Central  European  Basin.  It  was  basically  controlled  by 
the  geotectonic  development  and  subsidence  of  the  Danish- 
Polish  Trough  to  which  the  majority  of  the  Polish  territories 
(except  the  Carpathian  geosyncline)  have  belonged  during  the 
post-Variscan  (Alpine)  tectogenic  cycle. 


GEOTECTONIC  SETTING  AND  FORMATION 
OF  THE  CENTRAL  POLISH  UPLANDS 


The  development  of  the  Danish-Polish  Trough  started  in 
early  post-Variscan  time.  Little  is  known  of  its  Variscan  Sub- 
strate which  has  been  deeply  subsided  and  covered  by  a 
6-8  km  thick  series  of  deposits,  and  therefore  it  is  rarely  rea- 
ched  by  boreholes.  The  trough  itself  was  filled  by  a  complete 
sequence  of  Permian  (mostly  Zechstein)  to  uppermost  Creta- 
ceous  deposits.  The  thickness  is  greatest  along  a  rather  narrow 
Zone  which  signifies  the  axis  of  the  trough:  Zechstein  over 
1000  m,  Triassic  over  2000  m,  Jurassic  over  2000  m,  Lower 
Cretaceous  (Neocomian)  over  500  m,  and  Middle  and  Upper 
Cretaceous  over  2000  m.  The  Danish-Pohsh  Trough  -  esta- 
blished  along  the  south-western  margin  of  the  Fenno-Sarma- 
tian  Shield  (the  Hast  European  Platform)  -  represents  a  peri- 
cratonic  zone  of  the  aulacogen  type  (Kutek  &  Glazek  1972; 
Radwanski  1975;  Ziegler  1975).  Its  sedimentary  sequence 
was  mostly  marine,  and  was  laid  down  under  shallow  sublit- 
toral  and  neritic  conditions.  The  marine  intervals  were  inter- 
fingering  with  a  few  nonmarine  series  developed  during  the 
regressive  phases  connected  with  the  Old-  and  New-Kimme- 
rian epeirogenesis.  The  latter  resulted  in  termination  of  the 
Upper  Jurassic  marine  cycle  with  the  Purbeck  and  Weald  se- 
ries. 

The  axis  of  the  Danish-Polish  Trough  parallels  the  south- 
western  margin  of  the  Fenno-Sarmatian  Shield,  and  reflects  a 
Zone  of  deeper  fractures,  supposedly  of  ritt  character,  both  in 
the  Earth  crust  and  in  the  upper  mantle  (Guterch  1968, 
1977).  A  tectonic  uplift  along  this  strongly  subsiding  axis  took 
place  in  the  Maestrichtian  (Laramide  phase  of  the  Alpine  cyc- 
le), resulting  in  the  formation  of  the  Mid-Polish  AnticUno- 
rium  which  divided  the  trough  into  the  Szczecin-Lodz-Mie- 
chow  Synclinorium,  and  the  Danish-Polish  (Gdansk-Wars- 
zawa-Lublin)  Synclinorium,  or  Border  Synclinorium  (Kutek 
&  Glazek  1972),  for  it  borders  the  Fenno-Sarmatian  Shield. 
In  this  synclinorial  zone,  comprising  the  Danish  Embayment 
area  sensu  Larsen  (1966),  the  regressive  seacontinued  aslate 
as  the  Upper  Danian  (Hansen  1970);  the  stage  is  represented 
by  marine  deposits  in  this  zone,  both  in  Denmark  and  in  Po- 
land.  The  elevated  zone  of  the  Mid-Polish  Anticlinorium  cor- 
responds  in  Denmark  to  the  Ringkobing-Fyn-High  (Larsen 
1966;  Christensen  1976). 

The  direction  of  the  axis  of  the  Mid-Polish  Anticlinorium 
determines  only  the  zone  of  maximum  subsidence  of  the  ba- 


sin, whilst  the  facies  distribution  and  paleogeographic  trends 
during  the  Mesozoic  marine  invasions  were  controlled  by  a  la- 
titudinal  direction  of  the  Central  European  Basin.  This  is  cle- 
arly  shown  by  successive,  eastwardly  extending  transgres- 
sions  of  the  Zechstein,  Triassic  (Rot-Muschelkalk),  Lower 
Jurassic  (Pliensbachian  and  Lower  Toarcian  only),  Middle 
and  Upper  Jurassic,  Neocomian  (Valanginian  and  Hauteri- 
vian),  and  finally  of  the  Albian/Cenomanian  tili  the  Danian. 
The  southward  extent  of  some  deposits  seems  to  have  been 
controlled  by  that  very  direction,  e.  g.  in  Liassic  alluvial  or  in- 
tertidal  series,  Neocomian  transgression,  and  (Kutek  &  Gla- 
zek 1972,  fig.  12)  in  the  first  stages  of  the  Albian  transgres- 
sion. 

The  Holy  Gross  Mts  belong  also  to  the  axial  zone  of  the 
Danish-Polish  Trough.  Their  Variscan  core  has  been  exposed 
by  erosion  which  followed  their  maximal  uplift.  This  latter 
has  been  caused  not  only  by  the  Laramide  uplift  of  the  Mid- 
Polish  Anticlinorium,  -  which  was  insufficient  to  expose  the 
Variscan  series  for  at  least  ca.  3  km  of  Mesozoic  deposits  had 
to  be  removed,  -  but  also  by  another  uplift,  the  circum-Car- 
pathian  one.  The  intersection  of  the  two  uplift  zones  resulted 
in  successive  processes  of  elevation  and  degradation  that  fi- 
nally led  to  the  denudation  of  Paleozoic  basement  of  the  Holy 
Gross  Mts.  The  restored  cross-sections  through  the  Holy 
Gross  region  during  Mesozoic  time  (Kutek  &  Glazek  1972, 
figs.  5  and  6)  evidently  show  that  neither  a  land  nor  a  subma- 
rine ridge  existed  at  that  time:  the  Variscan  orogenic  belt  of 
the  Holy  Gross  Mts  had  strongly  been  subducted  along  the 
Danish-Polish  Trough. 

The  uplift  of  the  circum-Carpathian  zone  at  the  northern 
margin  of  the  Fore-Carpathian  Miocene  Depression  was  an 
isostatic  response  to  the  subsidence  of  the  Depression.  This 
uplift  is  responsible  for  the  formation  of  the  Central  Polish 
Uplands,  a  hilly  belt  that  repeats  the  outline  of  the  Garpa- 
thians  and  their  foredeep  (fig.  1).  The  zone  of  the  Central  Po- 
lish Uplands  embraces  from  the  west  successively:  Upper  Si- 
lesia,  Polish  Jura  (with  Cracow  Upland  as  its  southernmost 
part),  Miechow  Upland,  Holy  Gross  Mts,  and  finally  the  Lu- 
bün  Upland  situated  at  the  eastern  end  of  the  zone. 

Due  to  the  Laramide  uplift  and  the  subsequent  erosion,  the 
mid-Cretaceous  transgressive  deposits  appeared  at  the  surface 
along  the  Central  Polish  Uplands.  The  numerous  exposures 


67 


\      ^WÄRSAW 
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KIELCEO     HCMVI^    tb       'VOC^ 


INNER-SUDETIC 
BASIN 


-NYSA        '", 
GRABEN       ^ 


>OUBCZYCE    KATOWICE  ^  öMIECHO^^^CARPATH  I  AN 


US  «^CRACCW 


DEPRESSION 


/ 


-TATRA  MTS 


Fig.  1.  Tectonic  sketch-map  of  Poland  (without  Quaternary  and  continental  Tertiary  cover),  to  show 
geotectonic  setting  of  the  Central  Polish  Uplands;  areas  of  Cretaceous  deposits  under  the  Quaternary  and 
Continental  Tertiary  cover  are  stippled;  axial  zones  of  the  main  Laramide  tectonic  units  are  indicated. 
Within  the  Central  Polish  Uplands  indicated  are:  US  -  Upper  Silesia,  PJ  -  Polish  Jura;  CU  -  Cracow 
Upland  (southernmost  part  of  the  Polish  Jura);  MU  -Miechow  Upland;  HCM  -Holy  Cross  Mountains; 
LU  -  Lublin  Upland. 

Within  the  Fore-Carpathian  Depression,  its  southern  margin  is  delimited  by  the  Carpathian  overthursts, 
whilst  the  northern  margin  is  taken  as  the  extent  of  shoreline  of  the  Middle  Miocene  (Badenian)  sea. 
Broken  lines  labelled  FS  Shield  indicate  a  generalized  outline  of  stähle  margins  of  the  Fenno-Sarmatian 
Shield  ("Tornquist  Line"),  seismically  recognizable  within  the  basement  of  the  Danish-Polish  Trough. 
Abbreviated  are  the  names  of  localities  discussed  in  the  text:  A  -  Annopol-on-Vistula;  B  -  Biala  Gora  near 
Tomaszow;  C  -  Mt.  Chelmowa  near  Przedborz;  S  -  Mt.  Zajecza  at  Skotniki  near  Busko;  Bs  -  Bystrzyca 
near  Lublin;  L  -  Lebork  near  Gdansk. 


68 


have  been  investigated  for  a  long  time  (Samsonowicz  1925; 
Marcinowski  1974)  and  supplied  rieh  and  stratigraphically 
important  ammonites  and  belemnites  (pls.  4-7),  other  inver- 
tebrates  (pl.  3)  and  vertebrates  (pl.  8).  All  these  fossils,  often 
obscured  by  phosphatization,  allow  to  recognize  the  Conden- 
sed nature  of  the  mid-Cretaceous  sequence. 

The  Polish  Jura  and  the  Holy  Gross  Mts  are  the  most  re- 
presentative  regions.  The  other  parts  of  the  Central  Polish 
Uplands  do  not  offer  sufficient  informations  about  the  mid- 
Cretaceous  events :  Upper  Silesia  has  been  stripped  of  the  Cre- 
taceous  cover;  Miechow  Upland  belongs  to  the  synclinorial 
Zone  (Szczecin-Lodz-Miechow  Synclinorium)  with  Upper 
Cretaceous  deposits  still  at  the  surface,  just  as  well  as  the  Lu- 
blin  Upland  (Border  Synclinorium),  except  of  its  western- 
most  tips  (the  famous  exposures  at  Annopol-on-Vistula) 
which  are  included  into  the  following  description  of  the  Holy 
Gross  area. 

The  stratigraphic  subdivision  of  the  investigated  mid-Gre- 
taceous  transgressive  sequence  is  based  on  ammonites  and 
inoceramids  (table  1;  Marcinowski  1974,  1975,  1980).  This 
sequence  ends  with  the  Inoceramus  costellatus  Zone,  the  Up- 
per boundary  of  which  is  regarded  as  identical  with  that  of  the 
Turonian.  The  Inoceramus  schloenbachi  Zone  is  included 
into  the  Coniacian  (Seibertz  1979;  Naidin  1981). 

The  mid-Cretaceous  of  the  other  parts  of  the  Danish-Polish 
Trough,  north  of  the  Central  Polish  Uplands,  is  known  only 
by  boreholes.  The  transgressive  deposits  are  developed  in  a 
more  or  less  similar  array  (Cieslinski  1976),  although  the 
thickness  of  deposits  is  generally  greater,  especially  along  the 
a.xial  Zone  of  the  trough  (Kutek  &  Glazek  1972;  Cieslinski 
1976). 


B 
<! 
H 

O 

Ol 

P. 

Inoceramus  costellatus 

0) 
H 

s 

Inoceramus  lamarcki 

Inoceramus  lafciatus 

s. 

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S 

o 

w 
ü 

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p- 

Sciponoceras  gracile 
Eucalycoceras  pentagonum 

<u 

Acanthoceras  jukesbrovmei 
Turrilites  acutus 
T\irrllites  costatus 

n 
a> 

o 

Mantelllceras  ex  gr.  dixoni 
Mantelliceras  saxbii 
Neostlingoceras  carcitanense 

■a! 
M 

m 

< 

u 

p. 

p. 
ö 

Stoliczkaia  dispar 
Mortoniceras  in^latum 

0) 

•ö 

•H 

s 

Euhoplites  lautus 

Euhoplites  loricatus 
Hoplites  dentatus 

Table  1.     Stratigraphic  subdivision  of  the  mid-Cretaceous  transgres- 
sive sequence  in  the  Central  Polish  Uplands. 


POLISH  JURA 


The  Polish  Jura  shows  the  mid-Cretaceous  transgressive 
sequence  (Marcinowski  1970,  1972,  1974;  Glazek,  Marci- 
nowski &  Wierzbowski  1971;  Marcinowski  &  Szulczewski 
1972;  Marcinowski  &  Wierzbowski  1975;  Marcinowski  & 
Radwanski  1979)  accessible  either  in  natural  exposures  (pl.  1 ) 
or  in  numerous  quarries  (Upper  Jurassic  limestones)  and 
sand-pits  (pl.  2,  fig.  1-3).  The  sequence  is  generally  thinning 
and  wedging  out  to  the  south  (fig.  4)  and  has  its  maximum  in 
the  north. 

The  Upper  (possibly  including  uppermost  Middle  Albian) 
Albian  deposits  are  composed  of  non  calcareous,  glauconitic 
sands,  locally  cross-bedded  (pl.  2,  fig.  2a-2b),  which  contain 
lenticular  or  irregulär  bodies  of  siliceous  and  quartzitic  sand- 
stones  with  a  specific  bivalve  fauna:  Inoceramus  concentricus 
Parkinson,  /.  anglicus  Woods,  /.  anglicus-crippsi  m.  f.,  and 
Aucellina  gryphaeoides  (Sowerby).  The  thickness  varies  from 
50-40  m  to  0  dependent  upon  the  topography  of  the  underly- 
ing  Upper  Jurassic  (figs.  2-^).  The  latter  are  mostly  massive, 
butten  limestones  in  which  the  New-Kimmerian  tilt  is  not 
discernible. 

The  Genomanian  is  developed  as  marly  sands  and  sandsto- 
nes  in  the  northem  region,  and  coarse-grained  sands  or  gra- 
velstones  in  the  south.  In  both  cases,  it  usually  contains  rieh 
assemblages  of  diverse  fossils,  glauconite,  and  phosphatic  no- 
dules.  In  the  southern  region  (Cracow  Upland)  it  often  rests 


with  abrasion  surfaces  directly  upon  the  Upper  Jurassic;  the 
Jurassic  limestones  are  bored  by  various  rock-borers,  the 
marls  are  sculptured  by  gregarious  burrowers  (Glazek,  Mar- 
cinowski &  Wierzbowski  1971 ;  Marcinowski  &  Wierzbowski 
1975).  The  thickness  reaches  2  m,  whereas  in  the  north  it  ran- 
ges  from  3  to  9  m.  The  rieh  ammonite  fauna  that  comprises 
i.  a.  Sciponoceras  baculoide  (Mantell),  Hypoturrilites  gra- 
vesianus  (d'Orbigny),  H.  tuberculatus  (Bosc),  Mariella  le- 
wesiensis  (Späth),  Turrilites  costatus  Lamarck,  T.  acutus 
Passv,  Scaphites  obliquus  (Sowerby)  S.  equalis  Sowerby, 
Hyphoplites  campichei  Späth,  H.  falcatus  (Mantell), 
Schloenbachia  varians  (Sowerby),  S.  coupei  (Brongniart), 
S.  cf.  lymense  (Späth),  Mantelliceras  tuberculatum  (Man- 
tell), M.  saxbii  (Sharpe),  M.  ex  gr.  dixoni  Späth,  Calycoce- 
ras  äff.  lotzei  Wiedmann,  Acanthoceras  sp.,  evidences  the 
whole  Genomanian.  Its  strong  condensation,  apart  from  the 
often  mixed  faunas,  obscures  the  zonal  boundaries  in  some 
sections.  All  fossils  are  more  or  less  phosphatized,  especially 
the  ammonites,  whilst  the  non-ammonite  fauna  (Marci- 
nowski 1974;  Maczynska  1977)  is  often  also  glauconitized.  In 
the  less  Condensed  sections,  it  has  been  shown  that  Actinoca- 
max  primus  Arkhangelsky  and  yl.  p/e««s  (Blainville)  coe- 
xist  inonebed(unit  2f,  Glanow;  see  fig.  3),  obviously  below 
the  first  occurrence  of  Inoceramus  labiatus  Schlotheim 
(Marcinowski  1972,  1974). 


69 


Fig.  2.     Diagrammatic  section  of  the  mid-Cretaceous  transgressive  sequence  near  Mokrzesz  in  the  Polish 

Jura  (cf.  fig.  4),  to  show  overlapping  of  particular  members  and  their  relation  to  the  Upper  Jurassic  Substrate 

(Oxfordian  butten  limestones,  j3Ws):  Ka  +2-3  -  uppermost  Middle  or  Upper  Albian;  Kaj-  Upper  Albian; 

Kci_2/&3i  -  Lower  and  Middle,  locally  also  Upper  Cenomanian;  Kc,  -  Upper  Cenomanian;  Kti  -  Lower 

Turonian. 

/  -  Sandstones;  2  -  sands;  J  -  graveis;  4  gaizes;  5  -  layered  limestones;  6  -  phosphatic  nodules;  7  -  bur- 

rows  Ophiomorpha  nodosa  LUNDGREN. 


At  the  Cenomanian/Turonian  boundary  a  synsedimentary 
block-faulting  caused  (particularly  in  the  Cracow  Upland) 
depressing  or  uplifting  of  particular  regions.  The  changes  in 
seafloor  topography  and  associated  disturbances  in  Sedimen- 
tation lasted  until  the  tectonic  lull  at  the  Late  Turonian 
(fig-  4). 

The  subdivision  of  the  Turonian  sequence  is  tripartite:  the 
Lower  Turonian  comprises  the  /.  labiatui  Zone,  the  Middle 
-  the  /.  latnarcki  and  the  Upper  the  /.  costellatus  Zones.  In 
the  northern  region,  it  continues  from  the  Cenomanian  and  is 
developed  as  limestones  (1.5-2.7  m  thick),  sandy  at  their 
base.  In  the  Cracow  Upland,  sandy  or  pebbly  limestones 
(0-1 1  m)  either  truncate  the  older  mid-Cretaceous  deposits, 
or  encroach  directly  on  the  Upper  Jurassic  (fig.  4).  At  the  top 
of  the  sequence,  a  hardground,  locally  associated  with 
stromatolites,  indicates  a  high-energy,  shallow  subtidal  envi- 
ronment  (Marcinowski  &  Szulczewski  1972).  A  regional  hia- 
tus,  resulting  from  submarine  non-deposition  above  the 
hardground  and/or  stromatolites,  ranges  from  the  Upper  Tu- 
ronian to  the  Lower  Campanian  in  the  north,  and  the  upper- 
most Turonian  to  the  Santonian  at  the  city  of  Cracow  itself . 
The  basal  Santonian  deposits  are  sandy  glauconitic  marlstones 
(marly  greensand)  with  small  phosphatic  nodules  and  a  diver- 
sified  fauna. 

The  area  of  the  Polish  Jura  is  thought  to  have  been  a  subma- 
rine swell  during  the  mid-Cretaceous  transgression  (Marci- 
NOwsKi  1974)  due  to  the  presence  of  stratigraphic  gaps,  abra- 
sion  and  condensation  phenomena.  It  was  caused  by  Subher- 
cy nian  tectonic  movements  which  are  responsible  for  an  uplift 
of  this  area  during  Middle  and  early  Upper  Cretaceous  time. 
This  swell,  called  here  the  Polish  Jura  Swell,  was  moreor 
less  parallel  to  the  axial  zone  of  the  Danish-Polish  Trough. 

The  Polish  Jura  Swell  was  separating  the  Miechow  and  the 
Holy  Gross  areas  to  the  east  from  the  Opole  area  in  the  Sude- 


Sucha      Glanöw 


Wielkanoc 


Fig.  3.  Relation  of  the  mid-Cretaceous  transgressive  sequence  to 
the  Upper  Jurassic  Substrate  (butten  -  JjWj  or  platy  limestones  — 
JjWp;  numbers  of  beds  the  same  as  in  Marcinowski  1974)  near  Gla- 
nöw (cf.  fig.  4  and  pl.  lA-D)  and  neighbouring  iocality  Sucha  (cf. 
pl.  2,  Figs.  2a-b)  in  the  Polish  Jura. 

/  -  sands  with  sandstone  lenses,  locally  cross-bedded ;  2  -  sandy  gra- 
velstones;  3  -  marly  sandstones;  4  -  limestones. 


70 


tic  Foreland  to  the  west.  Beginning  dunng  the  Cenomanian, 
the  subsidence  of  the  Holy  Gross  area  (Kutek  &  Glazek  1972 ; 
Hakenberg  1978),  and  the  Opole  area  (Alexandrowicz  & 
Radwan  1973),  was  remarkably  stronger,  thanalongtheswell 
and  resulted  in  increasing  thicknesses  of  deposits  (fig.  5).  This 
stronger  subsidence  was  presumably  compensated  by  an  al- 
most  persistent  upÜft  of  the  swell,  which  during  Upper  Turo- 
nian  to  Santonian  time  became  the  most  elevated  zone  within 
the  southern  margins  of  the  Central  European  Basin  in  Po- 
land. 


To  the  Polish  Jura  Swell  probably  the  Upper  Silesia  region 
or  at  least  its  eastern  parts  belonged  during  the  discussed  Up- 
per Cretaceous  time.  Its  Middle  and  Upper  Cretaceous  cover 
has  completely  been  removed  by  the  post-Laramide  erosion. 
The  only  present-day  remnants  are  all  situated  further  to  the 
west,  within  the  subsiding  zone  of  the  Opole  and  Glubczyce 
(Leobschütz)  areas  (Roemer  1870;  Ai.exandrowicz  &  Rad- 
wan 1973). 


P  0  L  I  S  W 


JURA 


D 


N 
t/3 
O 
N 


Upper  Turonian  (late  InocGramus  costellaLus  age) 


CRACOW     UPLAND 


U 

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sea  level 


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1 

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1 

Li  Cenomanian/Turonian  junction 

I  I  I 

.  sea  level 


jA_'i^ 


B 


laLe  Middle  Cenomanian 


I  I 

.,  sea  level 


I 


I  I 


..j .- i}'i^ 


Fig.  4.     Idealized  successive  stages  (A-D)  of  development  of  themid-Cretaceous  transgressivesequencein 
the  Polish  Jura  (lithology  the  same  as  in  figs.    2-3). 


71 


Opole 

SANTONIAN     ("°  ^^^^"^ 


PollshJura         |_ioly 
Swell     Gross  MLs 

SV  margin 

131 


60m 


CONACIAN 


TURONIAN 


-l-l- 

-   1  ^  1  V 

•l-l- 

-l-l- 

-  - 

'l-l- 

■  l-l^ 

vl-N 

1 

-l-^l- 

-l-l- 

'  -  - 

C^NOHANIAN 


E:-ii ' 


UDPtPALBIAN 


(no  üGposiLs) 


■  •  • .  1  I      I  - 1  -  M^      EEB^      EEH^ 


-  I  '>  i's. 


Fig.  5.     Comparative  diagram  of  subsidence  and  uplift  during  the  successive  mid-Cretaceous  und  Upper 
Cretaceous  stages  in  the  Polish  Jura  Swell  and  adjacent  regions  of  Opole  and  of  the  Holy  Gross  Mts  (cf. 
fig.  1);  detailed  explanation  in  the  text. 
/  -  sands  and  sandstones;  2  -  limestones  and  marls;  J  -  spongiolites  and  gaizes;  4  -  siliceous  marls. 


HOLY  GROSS  MOUNTAINS 


In  the  Holy  Gross  Mts,  the  mid-Cretaceous  transgressive 
sequence  is  locally  exposed  along  the  so-called  Mesozoic 
margins  of  the  Paleozoic  core.  Maximum  thickness  occurs  in 
the  north-westem  region,  where  it  rests  upon  the  deposits  of 
the  short-lasting  Neocomian  trangression  (Berriasian  tili 
Hauterivian).  There  itbegins  with  athickseries(upto  140  m) 
of  unfossiliferous,  kaolinitic  sands  (the  Biala-Gora  Sands)  de- 
posited  under  shallow  subtidal  conditions  (Marcinowski  & 
Rudowski  1980).  These  sands  continue  to  the  north  within  the 
Szczecin-Lodz  Synclinorium  as  far  as  the  city  of  Lodz  (Sam- 
soNOWicz  1948).  To  the  south,  the  sands  or  their  upperpart  at 
least,  laterally  pass  into  limonitic  sands  and  sandstones,  lo- 
cally (at  Mt.  Chelmowa  near  Przedborz)  containing  moulds 
of  large  ammonites,  Anahoplites  ssp.,  Callihoplites  patella 
Späth,  C.  auritus  (Sowerby),  C.  variabilis  Späth,  Mortoni- 
ceras  inßatum  (Sowerby),  M.  pricei  Späth,  indicative  of  the 


low-Upper  Albian  auritus  Subzone  of  the  Mortoniceras  in- 
ßatum Zone  (Chlebowski,  Hakenberg  &  Marcinowski 
1978). 

Further  to  the  south  along  the  south-western  Mesozoic 
margin,  the  thickness  of  PMiddle  and  Upper  Albian  sandy  de- 
posits gradually  decreases,  and  finally  they  vanish  completely 
(Hakenberg  1969,  1978).  On  the  other  hand,  the  gaizes  with 
Neohibolites  minimus  (Miller)  and  (20  m  above)  with  N.  ul- 
timus  (d'Orb.)  (seeSPAETH  1971  for  taxonomy),  whichoverlie 
the  Biala-Gora  Sands,  change  in  this  direction  into  glauconitic 
sands  or  friable  sandstones  with  detritus  of  inoceramid  shells, 
smail  phosphatic  nodules,  and  (Radwanski  1968,  1969b)  nu- 
merous  shark  teeth  associated  with  those  of  reptiles. 

The  southernmost  exposure  along  that  zone,  just  within  the 
shorezone  of  the  Fore-Garpathian  Depression,  viz.  Mt.  Za- 


71 


E3i    0 


^3 


94 


-yry-l 


Fig.  6.  Detailed  section  of  the  mid-Cretaceous  transgressive  se- 
quence  at  Annopol-on-Vistula  in  the  Holy  Gross  sedimentary  area. 
/  -sands;2  -quartzitic  sandstones;  J  -sandy  glauconiticmarls;  4  - 
limestones;  5  -  phosphatic  nodules  and  phosphorites;  6  -  hard- 
grounds. 


jecza  at  Skotniki  near  Busko  shows  (Radwanski  1969a)  hea- 
vily  glauconitic  sandstones,  pebbly  and  more  compact  at  the 
bottom,  which  rest  upon  a  fissured  and  locally  glauconitized 
abrasion  surface  cutting  Kimmeridgian  limestones.  In  this  ex- 
posure  the  New-Kimmerian  angular  unconformity  is  well  vi- 
sible  (pl.  2,  fig.  4).  This  is  the  only  outcrop  in  which  the  re- 
gional tilting  is  recognizable.  The  glauconitic  sands  (about 
1.5  m)  containing  commonly  Neohiholites  ultimus  (d'Orb.) 
and  ubiquitous  fish  bones  and  teeth  (Radwanski  1968),  pass 
upwardly  into  white,  chalky  siliceous  marls  with  flintstone 
bands  of  Turonian  age. 

The  New-Kimmerian  regional  tilting  withm  the  south-we- 
stern  Mesozoic  margins  of  the  Holy  Gross  Mts  and  subse- 
quent  erosion  resulted  in  a  truncation  of  the  Upper  Jurassic 
(Kimmeridgian-Tithonian)  Substrate.  It  remained  more  ele- 


vated to  the  south,  and  consequently,  in  the  overlapping  of 
successive  deposits  of  the  mid-Cretaceous  cycle.  Within  the 
exposures  no  details  of  land  topography  have  been  recogni- 
zed.  On  the  other  band,  the  mid-Cretaceous  Sedimentation 
has  not  been  disturbed  either  by  synsedimentary  tectonics 
and/or  sedimentary  gaps. 

Along  the  nonh-eastem  Mesozoic  margins  of  the  Holy 
Gross  Mts,  the  mid-Gretaceous  sandy  deposits  are  distributed 
more  uniformly,  slightly  thinning  to  the  south,  but  contai- 
ning Middle/Upper  Albian  and  Genomanian  ammonites 
(CiESLiNSKi  1959,  1976;  Marcinowski  1980). 

The  famous  locality  Annopol-on-Vistula  belongs  to  this 
sedimentary  area  (see  Samsonowicz  1925,  1934;  Gieslinski 
1959,  1976;  Marcinowski  1980).  The  sections  are  well  expo- 
sed  along  both  Vistula  embankments,  and  in  an  Underground 


73 


mine  (now  abandoned,  with  poor  phosphatic  ore).  They  indi- 
cate  a  brachyanticline  of  Annopol  which  -  situated  on  the 
right  edge  of  the  Vistula  -  lies  geographically  in  the  Lublin 
Upland. 

At  Annopol-on-VistuIa  Mid-Albian  to  Lower  Turonian 
Sandy  or  marly-sandy  deposits  are  exposed  (fig.  6),  evidently 
Condensed  in  relation  to  those  outside  the  Annopol  anticHne 
(CiESLiNSKi  1976).  The  poorly  glauconitic  Albian  sands  rest 
upon  Kimmeridgian  limestones,  and  are  overlain  by  locally 
quartzitic  sandstones,  (unit  A3,  fig.  6),  with  Hoplites  (Ischo- 
plites)  sp.  {=  Anahoplites  cf.  praecox  Späth  of  Cieslinski, 
1959)  indicative  of  the  eodentatus  Subzone  of  the  Hoplites 
dentatus  Zone  (Owen  1971).  The  sands  are  capped  by  the 
phosphorite  bed;  it  is  about  40  cm  in  average,  but  locally  ran- 
ging from  nil  to  some  90  cm,  and  composed  of  irregulär 
phosphatic  lumps,  usually  larger  and  cemented  into  coke-like 
bodies  in  the  lower  part  of  this  sandy  bed  (unit  v4  5_7,  fig.  6), 
and  smaller  and  dispersed  in  more  marly  and  glauconitic  ma- 
trix  in  the  upper  part  (unit  A^,  fig.  6). 

The  nature  of  these  phosphorites  is  similar  to  that  of  intra- 
formational  breccias:  a  laminated  phosphatic  sediment,  pos- 
sibly  concretionary  in  parts,  has  been  crushed  into  pieces  or 
lumps  and  has  been  reworked  by  hydrodynamic  agents,  and 
mixed  up  with  abundant  organic  remains,  pieces  of  com- 
monly  bored  wood  and  diverse  invertebrates,  associated  with 
bony  material  of  fishes  and  reptiles  (Samsonowicz  1925,  1934; 
Cieslinski  1959;  Radwanski  1968;  Collins  1969).  All  these 
fossils  are  more  or  less  phosphatized,  some  of  the  worn,  glau- 
conitized  or  encrusted  by  various  epizoans,  mostly  serpulids; 
they  occur  either  within  the  phosphatic  lumps  or  among 
them.  Reworking  and  redeposition,  recognizable  also  in  am- 
monite  moulds  (Samsonowicz  1925),  evidence  the  condensa- 
tion  that  comprises  the  ammonite  zones  of  almost  the  whole 
Middle  and  the  lower  part  of  the  Upper  Albian  (fig.  6).  The 
ammonite  assemblage  (Cieslinski  1959;  Marcinowski  1980), 


regardless  the  species  previously  listed  (Samsonowicz  1925, 
1934)  but  never  described  or  illustrated  and  now  lost,  contains 
Hoplites  dentatus  dentatus  (Sow.),  H.  dentatus  rohustus 
Späth,  H.  escragnolensis  Späth,  H.  latesulcatus  Späth, 
H.  vectensis  Späth,  Anahoplites  cf.  fittoni  (d'Archiac), 
Euhoplites  cf.  ochetonatus  (Seeley),  E.  cf.  boloniensis 
Späth,  and  Mortoniceras  cf.  inßatum  (Sow.).  The  species 
Stoliczkaia  cf.  notha  (Seeley)  reported  by  Cieslinski  (1959) 
from  the  upper  part  of  the  phosphatic  bed  (unit  A^,  fig.  6) 
evidences  the  topmost  zone  of  the  Upper  Albian. 

Overlying  the  Middle  to  Upper  Albian  phosphorites  are 
Cenomanian  sandy  glauconitic  marls,  still  containing  pho- 
sphatic bodies  and  diverse,  more  or  less  phosphatized  fossils. 
Mariella  cenomanensis  (Schlüter),  M.  essenensis  (Geinetz), 
Turrilites  costatus  Lamarck,  Neostlingoceras  carcitanense 
(Matheron),  Mantelliceras  tuberculatum  (Mantell), 
M.  saxbii  (Sharpe),  Schloenbachia  varians  (Sowerby), 
5.  coupei  (Brongniart),  and  Calycoceras  gentoni  (Bron- 
gniart)  indicate  the  Condensed  nature  of  the  deposits  (about 
1.8  m)  representing  the  whole  Lower  and  part  of  the  Middle 
Cenomanian  (Marcinowski  1980).  In  their  upper  part  about 
1.7-1.8  m  above  the  Albian/Cenomanian  boundary,  a  bank 
of  larger  phosphatic  concretions  developed.  Most  of  the  con- 
cretions  are  gradually  harder  towards  their  tops,  at  the  level  of 
which  they  are  flattened  and  glauconitized,  displaying  the  na- 
ture of  the  hardground.  A  stratigraphic  gap  at  the  hardground 
comprises  probably  the  whole  Acanthoceras  jukesbrownei 
Zone.  The  Upper  Cenomanian  deposits  (about  0.5  m)  with 
Schloenbachia  lymensis  Späth  and  Aainocamax  plenus 
(Blainville)  continue  into  those  of  the  Lower  Turonian  Ino- 
ceramus  labiatus  Zone.  The  latter  is  also  Condensed  (0.6  m), 
in  its  lower  part  truncated  by  another  hardground.  The  facies 
changes  into  limestones  just  above  the  hardground;  this  ter- 
minates  the  development  of  the  mid-Cretaceous  transgressive 
sequence. 


DEVELOPMENT  OF  THE  TRANSGRESSIVE  SEQUENCE 


The  mid-Cretaceous  transgression  overwhelmed  the  Cen- 
tral Polish  Uplands  quickly  but  not  violently.  The  land  mor- 
phology  of  the  Upper  Jurassic  Substrate  has  been  preserved 
therefore,  and  not  destroyed  by  progressing  abrasion.  The 
weathered  waste  probably  has  been  completely  removed 
prior  to  the  transgression;  its  remains,  mostly  the  flint  nodu- 
les  from  the  Oxfordian  butten  limestones,  have  been  entrap- 
ped  locally  within  depressions.  Some  of  them  (e.  g.  near 
Mokrzesz,  fig.  2),  might  have  reflected  the  karst  morphology 
of  the  butten  limestones.  The  allochthonous  quartz  sands,  not  - 
withstanding  their  local  cross-bedding,  indicate  an  uniform 
Sedimentation  throughout  the  larger  pans  of  the  Polish  Jura 
and  northern  parts  of  the  Holy  Cross  region.  Deposition  of 
sand  bodies  was  gradually  embracing  higher  and  higher  parts 
of  the  substratal  elevations,  and  filling  up  particular  depres- 
sions (fig.  4).  The  sequence  of  sandy  deposits  is  thought  to 
represent  an  one-cycle  filling  of  the  land  morphology  inunda- 
ted  during  the  first  attack  of  the  mid-Cretaceous  transgres- 
sion. The  sequence  is  terminated  either  by  layers  containing 
Ophiomorpha  nodosa  Lundgren  burrows  (fig.  2)  attributa- 


ble  to  the  inter-  and  shallow  subtidal  (Weimer  &  Hoyt  1964; 
Radwanski  1970),  or  by  widespread  erosive  Channels  (pl.  2, 
fig.  2a-2b)  comparable  to  those  formed  at  present  time  under 
shallow  subtidal  or  even  intertidal  conditions.  The  discussed 
part  of  the  basin  became  then  filled  by  Sediments  almost  to 
sea  level. 

The  time  of  the  transgression  is  generally  regarded  as 
Middle  Albian.  It  is  recognized  precisely  at  Annopol-on-Vi- 
stula  only,  where  the  eodentatus  Subzone  of  the  Hoplites 
dentatus  Zone  is  evidenced.  Arbitrarily,  the  underlying 
poorly  glauconitic  sands  are  also  included  into  that  zone.  In 
the  Polish  Jura  an  inoceramid  fauna  with  Inoceramus  concen- 
tricus,  I.  anglicus  and  /.  anglicus-crippsi  is  indicative  of  Up- 
per Albian  age,  near  the  Albian/Cenomanian  boundary.  This 
inoceramid  fauna  appears  in  the  upper  part  of  the  sands.  The 
lower  part  of  the  sands  is  therefore  arbitrarily  included  into 
the  same  time  interval,  with  a  possible  extent  down  to  the  up- 
permost  Middle  Albian  or  even  to  the  Hoplites  dentatus 
Zone.  When  appears  that  the  Polish  Jura  deposition  is  not  so 
old,  it  will  be  consequently  evident  that  the  mid-Cretaceous 


74 


transgression  has  reached  the  north-eastern  Holy  Gross  re- 
gion  earlier  than  that  of  the  Polish  Jura.  In  such  a  way,  the 
subsidence  along  the  axial  zone  of  the  Danish-Pohsh  Trough 
should  be  postulated  as  a  factor  which  could  control  the  first 
advance  of  the  mid-Cretaceous  transgression. 

A  poor  fauna  in  Upper  Albian  sandy  deposits  of  the  Pohsh 
Jura,  represented  by  inoceramids  and  sihceous  sponges 
(Marcinowski  1974;Malecki  1979)seems  to  bediagenetically 
devoid  of  any  aragonitic  and  thin-shelled  calcitic  remains.  A 
diversified  Hfe  at  that  time  however  is  indicated  by  moulds  of 
rock-borers  of  many  taxonomic  groups  preserved  in  sihceous 
concretions.  Their  calcareous  cores  have  been  dissolved  du- 
ring  diagenesis  (Marcinowski  1974,  pl.  17,  fig.  9). 

A  comparably  rieh  fauna  from  Annopol-on-Vistula  resi- 
sted  dissolution  due  to  its  earher,  more  or  less  advanced  phos- 
phatization.  The  phosphorites  themselves  indicate  strongly 
activity  of  hydrodynamic  agents  and  both  sedimentary  and 
stratigraphic  condensation.  It  was  commonly  postulated  that 
the  Annopol  area  (later  the  Laramide  anticline  of  Annopol) 
was  rising  and  forming  a  submarine  high,  the  Annopol 
Swell  (the  Vistula  Threshold  of  Cieslinski  1976),  which  be- 
came  responsible  for  sedimentary  disturbances  and  formation 
of  the  phosphorites  already  at  the  first  stages  of  the  mid-Cre- 
taceous transgression. 

The  further  extent  of  the  mid-Cretaceous  transgression  is 
generally  regarded  as  a  result  of  further  advance  of  the  sea  over 
the  European  continent.  In  the  marginal  parts  of  the  Central 
European  Basin  it  might  have  been  caused,  also  by  a  rise  of 
waters  expelled  from  the  basinal  frames  by  the  bulk  of  Upper 
Albian  Sediments  deposited  within  these  frames.  In  any  case, 
the  Cenomanian  shallow  marine  Sedimentation  was  very 
slow,  with  noticeable  signs  of  further  condensation  associated 
with  phosphatization,  glauconitization,  and  reworking 
(figs.  3  and  6).  All  these  processes  refer  to  the  Lower  and  to  a 
part  or  to  the  whole  Middle  Cenomanian.  In  the  best  known 
section  at  Annopol-on-Vistula,  these  processes  resulted  in  the 
formation  of  a  hardground  foUowed  by  a  Hiatus  probably  cor- 
responding  to  the  Acanthocera^  jukesbrownei  Zone  (fig.  6). 
In  the  Polish  Jura,  especially  in  the  Cracow  Upland,  the  al- 
lochthonous  clastic  material  became  coarser  and  sandy  gravel- 
stones  appearedeitherabove  the  Albian  sands  (pl.  2,  fig.  l)or 
directly  upon  the  Upper  Jurassic  Substrate  (pl.  lA-D). 

The  Upper  Cenomanian  deposits  were  laid  down  under 
shallow  marine  conditions,  indicated  by  burrows  Ophiomor- 
pha  nodosa  Lundgren,  present  throughout  some  sections 
(fig.  2).  In  other  sections  this  time  interval  is  represented  by 
gravelstones  (fig.  3  and  pl.  lA-D)  or  sands.  None  of  these 
deposits  gives  evidence  for  a  deepening  of  marine  basins  reco- 
gnized  (Hart  &  Tarling,  1974)  in  the  panglobal  scale.  It 
seems  that  this  panglobal  phenomenon  did  not  affect  the  mar- 
ginal parts  of  the  Central  European  Basin,  presumably  resul- 
ting  by  a  first  tectonic  uplift  within  the  Polish  Jura  basement 
(fig-  5). 


All  the  Upper  Cenomanian  deposits  record  either  a  consi- 
derable  decrease  or  an  almost  total  absence  of  macrofossils 
(Marcinowski  1980).  This  panglobal  phenomenon,  observed 
in  North  America  and  during  deep-sea  drilling  in  the  North 
Atlantic  and  the  Pacific,  is  referred  (Hart  &  Tarling  1974)  to 
the  above-mentioned  deepening  of  Late  Cenomanian  basins 
which  effected  a  change  in  phytoplanktic  productivity  and 
calcium  carbonate  deposition  after  the  mid-Cenomanian 
non-deposition.  However,  because  this  panglobal  event  has 
neither  influenced  the  investigated  region  nor  some  others 
from  epicontinental  areas  outside  the  Central  European  Ba- 
sin, it  was  claimed  (Marcinowski  1980)  that  another  reason 
should  be  taken  into  account  when  discussing  the  obvious  de- 
crease of  macrofossils.  This  may  be  a  greater  supply  of  diverse 
chemical  Compounds,  both  organic  and  anorganic,  to  the  se- 
dimentary basins  from  hinterlands  and  connected  with  the 
progressing  transgression  which  reaches  its  maximum  during 
the  early  Turonian  (Hancock  1975;  Rawson  &  al.  1978; 
Hancock  &  Kauffman  1979).  Such  a  supply  could  probably 
induce  a  temporary  change  in  water  chemistry  of  epicontinen- 
tal seas,  detrimental  to  some  organisms  which,  in  turn,  could 
disturb  the  trophic  chains  and  cause  a  rapid  decrease  in  macro- 
faunal  density  (Marcinowski  1980). 

At  the  Cenomanian/Turonian  boundary,  the  conditions 
within  the  Central  Polish  Uplands  were  locally  disturbed  by 
further  Subhercynian  tectonic  activities.  The  movements  be- 
came intense  especially  within  the  Cracow  Upland  (fig.  4), 
and  the  tectonic  unrest  lasted  until  the  Santonian.  In  the  Cra- 
cow Upland  it  primarily  resulted  in  a  repeated  abrasion  of  ol- 
der  mid-Cretaceous  deposits,  and  consequently  either  in  the 
formation  of  an  abrasion  surface  within  Turonian  deposits 
(Ai.EXANDROWicz  1954),  or  in  deposition  of  thin  Turonian 
strata  directly  upon  the  Upper  Jurassic  Substrate  within  some 
of  the  tectonic  blocks  (fig.  4  and  pl.  2,  fig.  3). 

In  the  northern  part  of  the  Polish  Jura  the  tectonic  unrest 
resulted  in  discontinuities  associated  with  small  neptunian 
dykes  or  with  stromatohtes  within  the  Inoceramus  lamarcki 
and  Inoceramus  costellatus  Zones  (Marcinowski  &  Szulc- 
ZEwsKi  1972;  Marcinowski  1974),  the  top  of  which  is  often  a 
hardground.  Overlying  marls  of  Santonian  or  Lower  Cam- 
panian  age  prove  a  remarkably  longlasting  period  of  subma- 
rine non-deposition  which  presumably  correspond  to  tecto- 
nic lull  of  the  whole  area  of  the  Polish  Jura.  In  the  Holy  Cross 
sedimentary  area  tectonic  unrest  is  recognizable  only  within 
the  Inoceramus  labiatus  Zone:  the  overlying  deposits  display 
greater  thicknesses  and  a  continuous  Sedimentation  until  the 
top  of  the  Upper  Cretaceous  sequence  (Pozaryski  1938).  The 
only  hitherto  recognized  disturbance  appears  in  the  Lower 
Sa-ntoms-n  Actinocamax  westfalico-granulatus  Zone  when  the 
sihceous  marls  became  glauconitic  with  small  phosphatic  no- 
dules  (level  e  of  Pozaryski  1938),  and  submarine  slumping 
developed  (Radwanski  1960).  These  both  features  are  thought 
to  be  the  distant  effects  of  much  greater  disturbances  within 
the  Pohsh  Jura  Swell. 


75 


AMMONITE  BIOGEOGRAPHY 


The  ammonite  faunas  of  the  mid-Cretaceous  transgressive 
sequence  are  autochthonous  in  all  the  investigated  sections  of 
the  Central  Polish  Uplands.  Any  significant  transportation  of 
Shells  is  denied  by  their  State  of  preservation  even  in  areas 
showing  a  considerable  stratigraphic  condensation  (Jazwiny, 
Mokrzesz,  Glanow)  or  combined  wich  evident  reworking 
(e.  g.,  Annopol-on-Vistula).  Since  a  far-distant  post  mor- 
tem drift  can  be  excluded,  it  is  apparent  that  the  recognized 
ammonites  display  their  biogeographical  provenances. 

The  relatively  poor  Middle  and  Upper  Albian  ammonite  as- 
semblage  from  the  Condensed  deposits  of  Annopol-on-Vi- 
stula as  well  as  the  Upper  Albian  assemblage  from  Mt.  Chel- 
mowa  near  Przedborz  are  dominated  by  representatives  of  the 
family  Hoplitidae.  Thus  their  affinities  to  the  Boreal  Hoplitid 
Faunal  Province  is  obvious.  It  is  noteworthy  that  within  the 
Middle  and  low-Upper  Albian  Condensed  deposits  of  the 
high-tatric  zone  in  the  Tatra  Mts  (Passendorfer  1930)  the  ab- 
undant  representatives  of  Phylloceratidae,  Lytoceratidae, 
Gaudryceratidae,  and  Desmoceratidae,  are  associated  with 
fairly  common  Hoplitidae.  The  Boreal  influences  were  sprea- 
ding  far  into  the  Tethyan  realm  extending  south  of  the  Central 
Polish  Uplands  areas. 


All  the  invastigated  Tower  to  Middle  Cenomanian  ammo- 
nite assemblages  of  the  Central  Polish  Uplands  are  more  or 
less  uniform.  They  are  dominated  by  representatives  of  the 
boreal  genus  Schloenbachia  associated  with  heteromorphs. 
They  are  indicative  of  nearshore  to  offshore  environments  of 
moderate  depths;  the  life  habitats  are  comparable  to  those  oc- 
cupied  by  the  ammonite  groups  A  and  B  of  Tanabe  &  al. 
(1978,  fig.  10;  Marcinowski  1980;  311-312). 

The  boreal  nature  of  the  Albian-Cenomanian  ammonite 
faunas  is  recognizable  also  for  the  Sub-Hercynian  Basin  in 
Germany,  and  for  Podolia,  Southwestern  Crimea  Highland, 
Dagestan  Caucasus,  Mangyshlak  and  Kopet-Dag  in  the  So- 
viet  Union  (Marcinowski  1980).  Boreal  affinities  are  moreo- 
ver  displayed  by  a  Lower  Cenomanian  ammonite  fauna  from 
Esfahan  in  Iran  (Kennedy  &  al.  1979).  Consequently  it  is  con- 
cluded  that  at  Early  to  Middle  Cenomanian  times  the  sout- 
hern  boundaries  of  the  Boreal  Realm  were  extended  to  the 
south  as  far  as  the  Zagros  tectonic  line  which  makes  up  the 
northeastem  limit  of  the  Arabian  Platform  (Kennedy  &  al. 
1979;  Marcinowski  1980).  Contrary  the  Tethyan  influence 
into  the  Central  European  Basin  were  surprisingly  weaker  at 
these  times  (Samsonowicz  1925;  Marcinowski  1974). 


COMPARATIVE  REMARKS  ON  THE  TRANSGRESSIVE  SEQUENCE 


The  mid-Cretaceous  transgressive  sequence  of  the  Central 
Polish  Uplands  is  generally  regarded  as  confined  to  the  mar- 
ginal parts  of  the  Central  European  Basin.  The  geotectonic 
structure  and  their  topography  controlled  the  development  of 
the  transgressive  sequence  both  in  the  terms  of  paleogeogra- 
phical  limits  of  the  marine  invasion,  source  of  supply  of  clastic 
material,  as  wellasof  synsedimentary  tectonics.  The  sequence 
is  therefore  not  unique.  It  bears  some  evident  resemblances  to 
those  formed  in  other  regions  under  similar  geotectonic  con- 
ditions  either  within  the  frames  of  the  Central  European  Basin 
or  outside.  Within  the  frames  of  the  Central  European  Basin 
such  conditions  existed  for  instance  in  the  Rhenish  Massif  in 
Germany,  or  in  the  island  of  Bomholm  in  Denmark.  Outside 
these  frames  they  are  recognizable  in  Podolia  in  the  Soviet 
Union,  or  in  the  Tatra  Mountains  in  southernmost  Poland 
and  adjacent  parts  of  Czechoslovakia.  On  the  other  band 
marginal  parts  of  the  Central  European  Basin  which  under- 
went  a  different  geotectonic  evolution,  -  even  if  situated  near 
the  Central  Polish  Uplands  (e.  g.  the  Sudetes)-showa  diffe- 
rent pattem  of  the  mid-Cretaceous  events.  All  these  regions 
will  shortly  be  discussed  and  compared  in  the  following  re- 
view. 


RHENISH  MASSIF 

The  mid-Cretaceous  transgressive  sequence  of  the  Rhenish 
Massif  (southern  flank  of  the  Münster  basin)  comprises  Ce- 
nomanian clastic  deposits,  overlapping  the  Albian  of  the 
Münster  basin  and  encroaching  onto  the  Variscan  Substrate 


(Hancock,  Kennedy  &  Klaumann  1972).  This  is  the  classical 
area  where  the  mid-Cretaceous  littoral  structures  have  firstly 
been  recognized  by  Kahrs  (1927).  The  sequence  is  highly 
Condensed,  with  the  Middle  Cenomanian  probably  missing. 
It  yields  excellently  preserved  faunas  in  protected  pockets  of 
the  Substrate,  e.  g.  the  famous  fauna  of  Kassenberg  at  Mül- 
heim-Broich  (Kahrs  1927;  Hancock,  Kennedy  &  Klaumann 
1972;  Wiedmann  &  Schneider  1979).  The  rieh  ammonite  as- 
semblage shows  some  unique  taphonomic  (abundant  juveni- 
les), paleogeographic  (Indo-Madagascan  species)  and  phylo- 
genic  (occurrence  of  Lewesiceras)  recognitions  (Wiedmann  & 
Schneider  1979). 


ISLAND  OF  BORNHOLM 

The  mid-Cretaceous  transgressive  sequence  of  Bomholm 
begins  with  the  Cenomanian  basal  conglomerate.  It  has  been 
studied  with  regard  to  its  transgressive/regressive  cycles  and 
its  faunal  content  (Ravn  &  Stolley  ;  for  review  see:  Birkelund 
1957;  Marcinowski  1974;  204-205;  Christensen  1976;  Ken- 
nedy, Hancock  &  Christensen  1981). 

The  Lower  Cenomanian  basal  conglomerate  contains 
phosphatic  nodules  with  reworked  Lower  and  Middle  Albian 
ammonites  indicative  of  earlier  transgressive  pulses;  it  conti- 
nues  into  the  Arnager  Greensand  of  Middle  Cenomanian  age 
(Kennedy,  Hancock  &  Christensen  1981).  Successive  in  the 
sequence,  but  with  a  sedimentary  gap  and  with  phosphatic 
conglomerates  at  the  bottom  is  the  Arnager  Limestone,  re- 


76 


cently  recognized  as  Upper  Coniacian.  Overlying  with  anot- 
her  sedimentary  gap  follows  the  Bavnodde  Greensand  of  Lo- 
wer  Santonian  age  (Birkelund  1957). 

This  sequence  shows  a  great  resemblance  to  that  of  the  Cra- 
cow  Upland  (Cenomanian  basal  conglomerates,  fragmentary 
carbonate  Sedimentation  of  Turonian  or  Coniacian  age,  San- 
tonian greensand)  and  that  of  Annopol-on- Vistula  (reworked 
Albian  fauna).  The  difference  mostly  consists  in  a  greater 
thickness  of  the  Bornholm  sequence,  although  the  Island  lies 
within  the  outer  zone  of  the  Border  Synclinorium  and  thus 
reaches  the  margins  of  the  Fenno-Sarmatian  Shield  (Ziegler 
1975;  Kennedy,  Hancock  &  Christensen  1981).  Possibly  the 
block-faulting  tectonics  along  the  margins  of  the  Fenno-Sar- 
matian Shield  have  been  responsible  for  this  strenger  subsi- 
dence  (Kennedy,  Hancock  &  Christensen  1981 ;  210).  Any- 
way,  it  is  noteworthy  that  the  mid-Cretaceous  transgression 
entered  the  Bornholm  area  earlier  (Lower  Albian)  than  any 
part  of  the  Central  Polish  Uplands. 


PODOLIA 

The  region  of  Podolia  in  the  Ukraine  lies  already  on  the 
Fenno-Sarmatian  Shield,  far  outside  the  areas  embraced  by 
the  Danish-Polish  Trough.  Nevertheless  its  mid-Cretaceous 
transgressive  sequence  (Albian  deposits  in  local  depressions, 
Cenomanian-Turonian  overlapping  clastics  and  carbonates) 
is  of  the  same  kind  as  that  within  the  Central  European  Basin. 
The  mid-Cretaceous  transgression  presumably  encroached 
from  the  basLn  to  the  east  onto  the  stable,  cratonic  Substrate 
which  became  inudated  by  an  epicontinental  sea. 

The  mid-Cretaceous  transgressive  sequence,  first  studied 
by  KoKOSZYNSKA  (1931),  has  recently  been  revised  (Marci- 
nowski  1974:  203-204;  1980:  226-227).  It  Starts,  in  theclassi- 
cal  section  of  Podzameczek  with  a  greensand  layer  overlain  by 
a  few  metres  of  glauconitic  marlstones  containing  phosphatic 
nodules  and  rieh  faunas.  The  ammonite  assemblage  is  domi- 
nated  by  schloenbachids  (pls.  6-7).  It  is  of  a  mixed  nature  and 
indicates  condensations  throughout  the  Cenomanian;  Con- 
densed are  also  overlying  limestones  with  scarce  phosphatic 
nodules  which  contain  a  mixed  fauna  of  Cenomanian  and  Tu- 
ronian age  (Pasternak  &  Gavrilishin  1977). 


TATRA  MOUNTAINS 

Within  the  Carpathian  geosyncline  a  unique,  comparable 
mid-Cretaceous  transgressive  sequence  appears  on  the 
geanticlinal  elevation  of  the  high-tatric  facies-tectonic  zone  in 
the  Tatra  Mts.  This  sequence,  well  exposed  both  in  Poland 


and  Czechoslovakia,  has  been  first  recognized  by  Passendor- 
fer  (1921,  1930).  The  Condensed  sequence,  locally  with 
stromatolites,  rests  upon  eroded  and  locally  karstified  Urgo- 
nian  limestones.  It  Starts  with  dark  green  glauconitic  limesto- 
nes containing  phosphatic  nodules  and  some  exotic  root-raf- 
ted  pebbles.  In  the  classical  section  at  Mt.  Giewont  a  rieh 
ammonite  fauna  (Passendorfer  1930)  indicates  the  Hoplites 
dentatus  Zone;  other  localities  yielded  diverse  DouvUleiceras 
indicative  presumably  of  an  earlier  transgression  (Passendor- 
fer 1978).  The  overlying  glauconitic  marls  contain  Mortoni- 
ceras  inßatum  (Sow.)  and  Stoliczkata  dispar  (d'Orb.),  and 
pass  upwardly  into  deep- water  Cenomanian  marlstones  (Pas- 
sendorfer 1930).  The  small  belemnites  from  the  Hoplites 
dentatus  assemblage  (Passendorfer  1930)  have  been  recently 
revised  by  Spaeth  (1971 :  58,  62)  as  Neohibolites  minimus  mi- 
nimus  (Miller)  and  N.  minimus  obtusus  Stolley.  The  am- 
monites,  represented  mostly  by  families  of  the  Tethyan  re- 
alm,  need  further  taxonomic  investigations.  Wiedmann  & 
DiENi  (1968)  recognized  within  Passendorfer's  material  some 
more  taxa  and  established  one  new  subspecies  Kossmatella 
(Kossmatella)  oosten  Breistroffer  passendorfer;  Wiedmann 
&  Dieni. 


SUDETES 

The  Upper  Cretaceous  sequence  in  the  Sudetes  Starts  with 
badly  exposed  and  poorly  known  Cenomanian  greensands  (5 
to  about  50  m).  It  is  dominated  by  a  repeated  succession  of  the 
marly  (Pläner)  and  coarse-grained  sandy  (Quader)  facies  simi- 
lar  to  Saxony.  The  classical  sections  have  been  studied  by 
Beyrich,  Roemer,  Geinitz,  Leonhard,  Scupin,  Ändert  & 
Hantzschel,  who  have  presented  basic  data  on  the  stratigra- 
phy  and  fauna.  The  sequences  (Cenomanian  through  to  ?lo- 
wermost  Santonian)  differs  much  from  that  fo  the  Central  Po- 
lish Uplands.  They  mostly  represent  fillings  of  intermontanic 
basins  by  more  or  less  local  clastic  material.  For  the  Inner-Su- 
detic  basin  (the  Stolowe  Mts  =  Heuscheuergebirge)  the 
Owl  Mts  (Eulengebirge)  supplied  the  sandy  material,  de- 
posited  as  an  accumulation  platform,  migrating  towards  the 
epicontinental  sea  of  the  Bohemian  Massif  (Jerzykiewicz 
1966a,  b;  1967).  Within  the  Nysa  graben -during  the  Conia- 
cian a  taphrogeosyncline  with  remarkably  thick  (ca.  900  m) 
series  of  flysch  deposits  -  the  metamorphic  massifs  of  the 
Eastern  Sudetes  (Jerzykiewicz  1971)  yielded  the  material.  It  is 
thought  that  all  these  basins  were  generally  connected  with 
the  Central  European  Basin,  although  their  history  was  pri- 
marily  dependent  upon  regional  tectonic  framework.  Their 
sedimentary  conditions  and  history  were  more  similar  to 
those  on  the  Bohemian  Massif  than  to  those  of  any  other  mar- 
ginal pari  of  the  Central  European  Basin. 


CONCLUSIONS 


The  mid-Cretaceous  transgressive  sequence  Starts  throug- 
hout all  these  parts  of  the  Central  European  Basin  (Central 
Polish  Uplands  and  Polish  Lowland)  with  deposits  attributa- 
ble  to  the  Hoplites  dentatus  Zone.  The  direction  of  the  trans- 
gression can  be  postulated  either  from  the  Bornholm  area 


(where  the  Lower  Albian  is  documented,  Kennedy,  Han- 
cock &  Christensen  1981 ),  or  from  the  Tethyan  realm  via  the 
Tatra  palinspasthic  area  (as  indicated  by  a  DouvUleiceras 
fauna  from  the  high-tatric  zone;  Passendorfer  1930,  1978).  In 
the  first  case,  a  presumed  route  of  the  transgression  should  be 


77 


suggested  along  the  axial  zone  of  the  Danish-Polish  Trough, 
the  zone  of  the  greatest  subsidence  (Kutek  &  Glazek  1972; 
CiESLiNSKi  1976).  It  is  noteworthy  that  this  axial  zone  was  Con- 
trolling the  extent  of  the  transgression  already  in  the  Mu- 
schelkalk (Glazek  &  al.  1973).  In  the  case  of  an  Tethyan 
spreading,  it  would  only  explain  some  fauna!  influences 
which  are  much  weaker  in  the  Central  Polish  Uplands  (Sam- 
soNOWicz  1925;  Marcinowski  1974)  than  in  the  Rhenish  Mas- 
sif  (WiEDMANN  &  Schneider  1979).  It  is  therefore  concluded 
that  a  southward  progress  of  the  transgression  from  the  nort- 
hem  (Bornholm)  regions  is  more  probable.  This  explains  a 
more  or  less  uniform  development  of  the  mid-Cretaceous  de- 
posits  throughout  the  Polish  Lowland  and  their  successive 
onlap  onto  the  Central  Polish  Uplands;  the  southern  parts 
(Cracow  Upland,  southern  Holy  Cross  region)  purchased  a 
sedimentary  cover  in  the  Cenomanian,  and  finally  even  in  the 
Turonian.  Anyway,  a  seaway  through  the  meta-Carpathian 
arch  did  exist  at  the  time  of  transgression,  as  evidenced  by 
weak  Tethyan  influences  within  the  ammonite  faunas  of  the 
Central  Polish  Uplands,  and  by  the  hoplitid  expansion  into 
the  high-tatric  zone.  The  meta-Carpathian  arch  itself  was 
subjected  to  erosion  and  became  the  main  source  of  clastic 
supplies  not  only  for  the  Central  Polish  Uplands  area,  but  also 
for  the  Carpathian  flysch  geosyncline  (Lgota  Sandstones; 
Ksiazkiewicz  1962).  The  greatest  thickness  of  the  meta-Car- 
pathian clastics  (Biala-Gora  Sands  in  northem  Holy  Cross 
area,  up  to  140  m)  is  comparable  to  that  which  locally  occurr- 
ed  along  other  margins  of  the  Central  European  Basin  (Ar- 
nager  Greensand  on  Bornholm,  up  to  130  m). 

The  whole  mid-Cretaceous  sequence  of  the  Central  Polish 
Uplands  -  except  of  the  basal  sands  of  the  Albian  -  is  Conden- 
sed; condensation  in  the  higher  Albian,  the  whole  Cenoma- 
nian, and  the  Lower  Turonian  is  associated  with  the  presence 
of  glauconite,  phosphatic  nodules  and  a  phosphorite  bed 
(Annopol-on-Vistula),  hardgrounds,  small  neptunian  dykes, 
and  finally  of  stromatolites.  The  stratigraphic  condensation  is 
expressed  both  by  the  reworking  of  faunas  and  their  mixing, 
and  by  the  gaps  usually  marked  at  and/or  within  the  hard- 
grounds and  stromatolitic  horizons.  The  frequence  of  the 
faunas  within  the  sequence  is  related  to  the  phosphatization. 
It  increases  with  the  bulk  of  phosphatic  nodules .  The  best  pre- 
servation  show  fossils  which  underwent  phosphatization  or 
became  entrapped  amidst  the  phosphorite  bed  (Annopol- 
on-Vistula).  In  other  cases  the  fauna  became,  to  a  variable  ex- 
tent, taphonomically  lost  during  and/or  after  their  burial. 

The  peculiar  features  of  the  mid-Cretaceous  sequence  of 
the  Central  Polish  Uplands  are:  a)  thick  basal  sands  of  Albian 
age,  developed  ununiformly  in  local  (Polish  Jura)  or  regional 
(northem  Holy  Cross  area)  depressions;  h)  locally  developed 
phosphorite  bed  of  mining  value  (Annopol-on-Vistula);  c) 
synsedimentary  tectonics  realized  either  by  block-faulting 
(Polish  Jura,  especially  Cracow  Upland)  or  by  a  more  or  less 


continuous  uplift  (Annopol-on-Vistula)  resulting  in  subma- 
rine swells  of  variable  extent,  duration,  and  paleogeographic 
significance  (the  Polish  Jura  Swell,  and  the  Annopol  Swell). 

The  pulses  of  the  mid-Cretaceous  transgression  onto  the 
Central  Polish  Uplands  realized  as  follows:  a)  rapid  inunda- 
tion  of  the  diversified  topography  and  a  gradual  filling  of  the 
depressions  by  allochthonous  quartz  clastics;  h)  further  ex- 
tent of  the  transgression  and  an  onlap  of  the  substratal  eleva- 
tions,  accompanied  by  an  extreme  shallow-water  Sedimenta- 
tion; c)  influx  of  new  waters,  deepening  of  the  basin  and  uni- 
form calcareous  Sedimentation,  locally  disturbed  by  synse- 
dimentary tectonics  and  hydrodynamic  agents  related  to  di- 
srurbances  in  bottom  or  shoreline  morphology;  d)  decline  of 
the  transgressive  sequence,  associated  with  tectonic  lull;  fil- 
ling of  the  basin  presumably  to  sea  level  (stromatolites)  and 
progressing  long-spanning  non-deposition  under  submerged 
or  locally  even  emerged  conditions  (Polish  Jura  Swell),  or 
deepening  of  the  basin  and  continuous  marly  Sedimentation 
until  the  Santonian  disturbances  (Holy  Cross  area).  The  over- 
lying  Santonian  to  Maastrichtian/Danian  marly  Sediments  be- 
long  to  the  younger  cycles  of  the  Upper  Cretaceous  sequence. 
None  of  the  distinguished  pulses  within  the  mid-Cretaceous 
transgressive  sequence  is  regressive  in  a  common  sense;  there- 
fore neither  regressions  nor  separate  transgressions  (as  e.  g.  of 
the  Upper  Coniacian  recognizable  on  Bornholm;  Kennedy, 
Hancock  8c  Christensen  1 98 1 )  are  indicated.  All  these  pulses 
are  regarded  as  episodes  of  one  transgression  and  of  one  re- 
sulting sequence. 

It  is  intriguing  that  the  four  distinguished  pulses  of  the 
mid-Cretaceous  transgression,  although  differing  physically 
or  stratigraphically  from  those  of  other  marginal  parts  of  the 
Central  European  Basin  (Wiedmann  &  Schneider  1979;  Ken- 
nedy, Hancock  &  Christensen  1981)  are  almost  identical 
with  those  recorded  within  the  Middle  Miocene  (Badenian) 
transgressive  sequence  of  the  Fore-Carpathian  Depression 
(Radwanski  1969,  1970;  Baluk  &  Radwanski  1977).  Such 
very  pulses  (rapid  inundation  foUowed  by  gradual  filling, 
further  onlap  with  shallow-water  Sedimentation,  influx  of 
new  waters  leading  to  a  slight  deepening  and  associated  with 
calcareous  Sedimentation  filling  the  basin  to  sea  level)  may 
consequently  be  postulated  as  typical  also  of  other  transgres- 
sive sequences,  and  reflecting  some  hitherto  not  understood 
general  rules  of  any  marine  transgression. 


ACKNOWLEDGEMENTS 

The  authors  offer  their  most  sincere  thanks  to  Dr.  A.  Koz- 
LOWSKi  for  drawing  the  text-figures;  to  B.  Drozd,  K.  Zielins- 
KA,  S.  Ulatowski  and  A.  Kolanowski  for  taking  photos  of 
the  fossils  presented  in  plates  3-8. 


78 


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Plate  1 
Exposures  of  the  mid-Cretaceous  transgressive  sequence  at  Glanow  in  the  Polish  Jura. 

A.  General  view,  to  show  the  landscape  and  Situation  of  the  mid-Cretaceous  sequence  within  a  small 
Laramide  graben;  arrowed  (B)  is  the  trench  dig  out  at  the  edge  of  the  ravine  running  to  the  Dlubnia 
Valley  (cf.  Marcinowski  1 974) ;/,«', -Oxfordian  Butten  limestones;/,TO,-Oxfordian  plary  limestones; 
Kc-  Cenomanian;  Ä^f  -  Turonian . 

B.  Section,  to  show  Condensed  Middle  and  Upper  Cenomanian  deposits. 

C.  Detailed  view  of  the  Cenomanian/Turonian  boundary  (numbersof  beds  the  same  as  in  figs3-4;  in  Mar- 
cinowski  1974):  laminated  limestones  (bed  2d)  at  the  top  of  Cenomanian  marly  gravelstones. 

D.  Detailed  view  of  the  fossiliferous  Middle  Cenomanian  gravelstones  with  phosphatic  nodules  embedded 

in  sandy-marly  matrix  (bed  2a). 


Zitteliana  10,  1983 


Marcinovcski,  R.  &  Radwanski,  A. 


Plate  1 


Plate  2 
Mid-Cretaceous  transgressive  sequence  in  the  Polish  Jura  and  the  Holy  Gross  Mts. 

1.  Section  at  Korzkiew  in  the  Polish  Jura  (see  fig.  4):  Upper  Albian  sands  Kaj  overlain  by  Cenomanian 
gravelstones  Kc,  and  Santonian  Ks  glauconitic  marls  with  phosphatized  fauna;  Qp  -  Pleistocene  loess. 

2.  Section  at  Sucha  near  Glanow  in  the  Pohsh  Jura  (see  figs.  3^):  Upper  Albian  cross-bedded,  poorly 
glauconitic  sands  with  diverse  sponges  and  trace  fossils,  locally  cemented  into  irregulär  lenses  and  con- 
cretions  of  sihceous  sandstones  (numbers  of  co-sets  the  same  as  in  Marcinowski  1974):  2a  -  Eastern 
wall  of  sand-pit,  to  show  a  subtidal  Channel  (unit  6);  2h  -  Southern  wall  of  sand-pit. 

3.  Section  at  Januszowice  in  the  Polish  Jura,  near  the  city  of  Cracow  (see  fig  4):  Oxfordian  butten  lime- 
stones/iffi',  truncated  by  the  transgressive  Lower/Middle  Turonian  sequence  Kt  1-2. 

4.  Section  of  Mt.  Zajecza  at  Skotniki  near  Busko  in  the  Holy  Gross  Mts.:  Kimmeridgian  limestones /^ 
truncated  by  Genomanian  glauconitic  sandstones  A'c;  New-Kimmerian  angular  unconformity  readable. 


Zitteliana  10,  1983 


Marcinowski,  R.  &  Radwanski,  A. 


Plate  2 


Plate  3 

Diverse  invertebrates  (cephalopods  excluded)  from  the  mid-Cretaceous  transgressive  sequence  of  che 
Polish  Jura  (P])  and  the  Holy  Gross  Mts  (HCM):  all  figures  magnified  1.5  unless  otherwise  stated. 

Fig.  la-b.  /Wjcra^aa;« coron«/<j  (GOLGFUSS); Cenomanian,  MokrzeszP/;  la-topview,  Ib-sideview. 

Fig.  2.  Serpula Proteus  (SOWERBY);  Cenomanian,  Mokrzesz  P]. 

Fig.  3.  Lepidorhynchia  sigma  (SCHLOENBACH);  Cenomanian,  Julianka  PJ;  x2. 

Fig.  4.  Orbirhynchia parkinsoni  {O^EN);  Middle  Cenomanian,  Glanow  PJ,  x2. 

Fig.  5.  Arcuatothyns  arcuata  (ROEMER);  Cenomanian,  Mokrzesz  PJ;  x2. 

Fig.  6.  Terebratulma  chrysalis  (SCHLOTHEIM);  Cenomanian,  Mokrzesz  PJ;  x2. 

Fig.  7.  Carapace  of  Necrocarcinus  labeschü  (Deslongchamps);   Upper  Aibian  phosphorites, 

Annopol-on- Vistula //CAf;  x2. 

Fig.  8.  Claw  of  Necrocaranus  laheschii  (DeSLONCHAMPS);  Upper  Aibian  phosphorites,  Annopol- 

on- Vistula //CA/;  x2. 

Fig.  9a-b.  Glypheopsis  sanctaecruas  sanctaecruas  COLLINS;   Middle/Upper  Aibian   phosphorites, 

Annopol-on-Vistula  HCM;  9a  -  lateral  view;  9b  -  dorsal  view;  x3. 

Fig.  10.  Exartthesii  cf.  labrosus  (Smith);  Cenomanian,  Mokrzesz  PJ. 

Fig.  lla-b.  £»Mrgin«/(j<i/f/?iZARECZN^;Cenomanian,Jazwiny /y;  1  la-sideview,  IIb- anterior  view. 

Fig.  12.  Aucellina  gryphaeoides  (SOVCERBY);  lowermost  Cenomanian,  Annopol-on-Vistula  HCM. 

Fig.  13.  Lopha  colubrma  (LKMhKCVj){=  Alectryoma  diluviana  Linnaeus);  Cenomanian,  Jazwiny  PJ. 

Fig.  14.  Camerogaterus  cylindncus  (Lamarck);  Cenomanian,  Annopol-on-Vistula  HCM. 

Fig.  15a-b.  Pyrina  ovalis  (d'ORBIGNY);  Cenomanian,  Korzkiew  PJ\  15a  -  top  view,  15b  -  side  view. 

Fig.  16.  Holaster  benstedi  FORBES;  Lower  Cenomanian,  Swolszowice  HCM;  nat.  size. 

Fig.  17.  Holaster poloniae  LAMBERT;  Cenomanian,  Jazwiny  PJ. 

Fig.  18.  Pygaulus pulvinatKS  (d'ACHIAC);  Cenomanian,  Korzkiew  PJ. 

Fig.  19.  Conulus  ellipticus  (Zareczny);  Lower  Turonian,  Glanow  PJ. 

Fig.  20.  Phymosoma  cenomanense  CoTTEAU;  Cenomanian,  Mokrzesz  PJ. 

Fig.  21.  Discoides  subuculus  (Klein);  Cenomanian,  Mokrzesz  PJ. 


Zitteliana  10,  1983 


Marcinowski,  R.  &  Radwanski,  A. 


Pla:e  3 


Plate  4 

Ammonites,  nautiloids  and  wood-boring  bivalves  from  the  mid-Cretaceous  transgressive  sequence  of  the 
Polish  Jura  (PJ)  and  Holy  Gross  Mts  (HCM);  all  figures  magnified  1 .5  unless  otherwise  stated. 

Fig.  1 .  Eutrephoceras  mblaevigatum  (d'ORBIGNY);  Cenomanian,  Mokrzesz  P] . 

Fig.  2a-b.  Eutrephoceras  uMaevigatuni  (d'ORBIGNY);  Cenomanian,  Jazwiny  P] 

Fig.  3a-b.  Hoplites  (H.)  vectensis  SPÄTH;  Middle  Albian  phosphorites,  Annopol-on-Vistula  HCM; 

nat.  size 
Fig.  4a-b.  Hoplites  (H.)  dentatus  robustus  Spath;  Middle  Albian  phosphorites,  Annopol-on-Vistula 

HCM;  nat.  size 
Fig.  5.  phosphatized  wood,  bored  by  Gastrochaena  sp.  (?  Gastrochaena  amphisbaena  Geinitz); 

Middle/Upper  Albian,  Dabrowka  Zablotnia  HCM;  nat.  size 


Zitteliana  10,  1983 


Marcinowski,  R.  &  Radwanski,  A. 


Place  4 


Plate  5 

Belemnites,  ammonites  and  rhyncholites  from  the  mid-Cretaceous  transgressive  sequence  of  the  Holy 
Gross  Mts  and  borehole  Lebork  near  Gdansk  (Poiish  Lowland);  all  figures  of  natural  size  except  for  Fig.  3 

(taken  xl.5). 

Actinocamax plenus  (Blainville);  Upper  Cenomanian,  borehole  Lebork;  la  -  dorsal  view, 
Ib -lateral  view,  Ic -ventral  view. 

Neohibolites  ultunus  (d'ORBlGNY);  Lower  or  Middle  Cenomanian,  Annopol-on-Vistula 
HCM;  2a  -  lateral  view,  2b  -  ventral  view. 

apical  part  of  a  rhyncholite;  Middle  or  Upper  Albian,  Jakubowice  near  Annopol-on-Vistula 
HCM;  3a  -  outer  view,  3b  -  inner  view. 

Hoplites  (H.)  escragnollensis  SPATH;  Middle  Albian,  Annopol-on-Vistula  HCM. 
Hoplites  (H.)  dentatus  dentatus  (SOWERBY);  Middle  Albian,  Annopol-on-Vistula  HCM. 


Flg.  la-c 
Fig.  2a-b 
Fig.  3a-b 

Fig.  4. 

Fig.  5a-b 


Zitteliana  10,  1983 


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Marcinowski,  R.  &  Radwanski,  A. 


Plate  5 


Plate  6 

The  Schloenbachia  species  from  the  Cenomanian  deposits  of  the  Central  Polish  Uplands  and  Podolia;  all 
figures  of  natural  size  except  for  Figs  6,  9  and  1 1  (taken  X  1.5). 

Fig.  la-c.  Schloenbachia  varians  (SOWERBY)  subvarians  SPÄTH;  Podzameczek  in  Podolia. 

Fig.  2a-b.  Schloenbachia  varians  (SoWERBY)  subvarians  SPÄTH;  Mokrzesz  P] . 

Fig.  3a-b.  Schloenbachia  varians  (SoWERBY)  subtuberculata  (Sharpe);  Annopol-on-Vistula  HCM. 

Fig.  4a-c.  Schloenbachia  varians  (SoWERBY)  äff.  subtuberculata  (Sharpe)  transitional  to  S.  varians 

varians  (SowERBY);  Podzameczek  in  Podolia. 

Fig.  5a-c.  Schloenbachia  varians  (SoWERBY)  subtuberculata  (Sharpe);  Podzameczek  in  Podolia. 

Fig.  6a-b.  Schloenbachia  varians  varians  (SowERBY);  Jazwiny  PJ. 

Fig.  7a-c.  Schloenbachia  varians  varians  (SoWERBY);  Annopol-on-Vistula  HCM. 

Fig.  8a-c.  Schloenbachia  varians  varians  (SoWERBY);  Podzameczek  in  Podolia. 

Fig.  9a-b.  Schloenbachia  varians  (SoWERBY)  ventriosa  StieleR;  Mokrzesz  PJ. 

Fig.  10.  Schloenbachia    varians    (SoWERBY')   subplana    (Mantell);    Annopol-on-Vistula   HCM; 

arrowed  is  the  end  of  the  phragmocone. 

Fig.  1 1 .  Schloenbachia  sp.  pathological  form  close  to  S.  intermedia  (Mantell);  Mokrzesz  PJ. 


Zitteliana  10,  1983 


Marcinowski,  R.  &  Radwanski,  A. 


Plate  6 


Plate  7 

Ammonites  from  the  Cenomanian  and  Turonian  deposits  of  Central  Polish  Uplands  and  Podolia;  all  figures 

magnified  1.3  unless  otherwise  stated. 

Fig.  la-c.  Idtohatmtes    alterriatus    vectensis    SPÄTH;    Cenomanian,     Annopol-on-Vistula    HMC; 

la- lateral  view,  Ib  -  dorsal  view,  Ic- ventral  view. 

Fig.  2.  Hamites  sp.;  Cenomanian,  Mokrzesz  PJ;  x2 

Fig.  3a-b.  Scaphites  (S.)  obliquus  SowERBY;  Cenomanian,  Krasice  P]. 

Fig.  4.  Scaphites  (S.)  obliquus  SOWERBY;  Cenomanian,  Mokrzesz  P]. 

Fig.  5a-b.  Manella  (M.)  lewesiensis  (Spath);  Cenomanian,  Annopol-on-Vistula //CAf;  5a-outer  face 

of  the  whorl,  5b  -  lower  whorl  surface. 

Fig.  6.  Manella  (M.)  lewesiensis  (Spath);  Cenomanian,  Mokrzesz  P]. 

Fig.  7a-c.  Neostlingoceras   carcitanense   (MaTHERON);   Cenomanian,    Annopol-on-Vistula   HCM; 

7a  -  outer  face  of  the  whorl,  7b  -  lower  whorl  surface,  7c  -  upper  whorl  surface. 

Fig.  8a-c.  Hyphoplites  campichei  campichei  SPATH;  Cenomanian,  Mokrzesz  P]. 

Fig.  9a-b.  Calycoceras  (Lotzeites)  äff.  lotzei  WiEDMANN;  Cenomanian,  Jazwiny  PJ. 

Fig.  lOa-b.        Mantelliceras  tenue  SPATH;  Cenomanian,  Podzameczek  in  Podolia;  nat.  size. 

Fig.  lla-b.  Lewesiceras  peramplum  (Mantell),  inner  (juvenile)  whorls  of  the  large  form;  Turonian, 
probably  Inoceramus  costellatus  Zone,  Bocieniec  PJ;  nat.  size. 

Fig.  12a-b.  Lewesiceras  peramplum  (Mantell),  aduk  specimen  (smal!  form)  with  a  fragment  of  the 
final  body  Chamber  (arrowed  is  the  end  of  the  phragmocone);  Turonian,  probably  Inoce- 
ramus costellatus  Zone,  Bocieniec  PJ:  nat.  size. 


Zitteliana  10,  1983 


Marcinowski,  R.  &  Radwanski,  A. 


Plate  7 


F 

ig- 

la-b 

F 

ig- 

2. 

F 
F 

ig- 
igä 

3. 

.4-5. 

Place  8 

Fish  and  reptile  remains  from  the  mid-Cretaceous  transgressive  sequence  of  che  Polish  Jura  (PJ),  Holy  Gross 
Mts  (HCM),  and  borehole  Bystrzyca  near  Lublin. 

Galeorhiniis  minutissimus  (Arambourg);  LowerTuronian,  borehole  Bystrzyca;  la-outer 
view,  Ib  -  inner  view,  x3. 

Notidaniis  microdon  AgassiZ;  fragment  of  lateral  tooth  -  principle  cusp  with  anterior 
serration  (weakly  visible;  indicated  by  a  leader)  and  three  secondary  cusps  -  of  the  right 
Iower  jaw;  uppermost  Albian,  Celestynow  HCM;  outer  view,  X2. 

Squalicorax  falcatus  (ACASSIZ);  lateral  tooth;  Cenomanian,  Mokrzesz  P];  inner  view,  x2. 
Otodiii  appeiidiculatus   (Agassiz);   Middle/Upper   Albian   phosphorites,    Annopol-on- 
Vistula  HCA/,- inner  views,  x2. 
Fig.  6.  Oxyrhina  mantelli  AGASSIZ;   Middle/Upper   Albian   phophorites,   Annopol-on-Vistula 

HCM;  inner  view,  x2. 

Ptychodus  mammillaris  AgassiZ;  lowermost  Cenomanian,  Sobkow  HCM;  crown  view,  x2. 
Ptychodus polygyrus  AgassiZ;  Lower  Turonian,  Mydlniki  PJ;  crown  view,  X2. 
Ptychodus  decurrens  AGASSIZ;  crown  views  of  the  teeth  from  lateral  (HI  or  IV)  row  of  the 
Upper  jaw  (fig.  9),  lateral  (H  or  HI)  rowof  theupper  jaw(fig.  11),  and  lateral  f/or//)  rowof 
the  lower  jaw  (figs  10  and  12);  Upper  Cenomanian,  Glanow  PJ;  X2. 

Vertebra  attributable  to  Ptychodus  (cf.  WoODWARD  1912,  pl.  52,  figs.  6  and  16);  Middle/ 
Upper  Albian  phosphorites,  Annopol-on-Vistula  HCM;  1.5. 

Right  mandibular  plate  of  the  chimaeroid  Ischyodus  thurmanni  PiCTET  &  CampiCHE; 
Middle/Upper  Albian  phosphorites,  Annopol-on-Vistula  HCM;  inner  view,  nat  size. 
Ichtyosaurs  Myopterygius  campylodon  (CARTER);  Middle/Upper  Albian  phosphorites, 
Annopol-on-Vistula //CA/;  xl.5. 

Sauropterygians  Polyptychodon  interruptus  OwEN;  one  of  the  teeth  displays  vanishing 
ridges  (fig.  17);  Middle/Upper  Albian  phosphorites,  Annopol-on-Vistula  HCM;  nat.  size. 


Flg. 
Fig. 
Figs 

7. 
8. 

.9-: 

12. 

Flg. 

13. 

Fig. 

14. 

Figs 

.  15- 

-16 

Figs 

.  17- 

-20 

Zineliana  10,  1983 


Marcinowski,  R.  &  Radwanski,  A. 


Plate  8 


97 


Zitteliana 

10 

97-105 

München,  I.Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

Stratigraphic  studies  on  the  Upper  Cretaceous  in  Central  Poland 


By 
KRYSTYNA  POZARYSKA  &  EMILIA  WITWICKA^-) 

With  6  text  figures 


ABSTRACT 


Upper  Cretaceous  rocks  are  distributed  almost  throughout 
the  whole  Polish  Lowlands.  They  attain  maximum  thickness, 
and  the  sections  are  most  complete  in  the  marginal  zone  of  the 
East-European  Platform.  In  the  Middle  Vistula  gorge  the  suc- 
cession  of  Cretaceous  strata  from  the  Albian  to  Maastrichtian 
is  excellently  exposed.  The  succession  is  fairly  complete, 
without  any  greater  stratigraphic  gaps.  It  is  rather  monoto- 
nous,  indicating  deposition  under  moderately  shallow-water 
conditions  changing  to  somewhat  deeper-water  conditions  in 


the  Turonian  and  Middle  Maastrichtian.  The  studies  on  fora- 
minifera  faunas  showed  marked  predominance  of  calcareous 
benthos  throughout  the  sequence.  The  benthic  eiements  are 
accompanied  by  pelagic  and  occasionally  arenaceous  ones. 
This  allows  to  establish  foraminifera  zonation  based  on  ben- 
thic and  planktonic  eiements  and  to  correlate  them.  The  fo- 
raminifera assemblages  recorded  in  the  Upper  Cretaceous  de- 
posits  in  the  Polish  Lowlands  are  typical  of  the  Boreal  Provin- 
ce,  with  some  admixtures  of  warm-water  eiements  only. 


KURZFASSUNG 


Oberkreidesedimente  sind  nahezu  im  gesamten  Tiefland 
Polens  verbreitet.  Die  vollständigsten  Abfolgen  und  die  größ- 
ten Mächtigkeiten  finden  sich  in  der  Randzone  der  Osteuro- 
päischen Plattform.  In  der  mittleren  Vistula-Schlucht  ist  eine 
Alb-  bis  Maastricht-Abfolge  sehr  gut  und  nahezu  komplett 
ohne  größere  stratigraphische  Lücken  aufgeschlossen.  Die 
eintönige  Fazies  zeigt  Ablagerungsbedingungen  unter  mäßig 
flachem  Wasser  an  mit  Einfluß  tieferer  Wasser-Bedingungen 
im  Turon  und  im  mittleren  Maastricht.  Die  Foraminiferen- 


Fauna  zeigt  eine  klare  Vormacht  des  kalkigen  Benthos,  zu- 
sammen mit  einigen  planktonischen  Elementen  und  gelegent- 
lich Sandschalern.  So  ist  es  möglich,  eine  Zonierung  mit  ben- 
thonischen  und  planktonischen  Formen  aufzustellen  und 
beide  miteinander  zu  korrelieren.  Die  Foraminiferen-Verge- 
sellschaftungen  sind  charakteristisch  für  die  boreale  Faunen- 
provinz mit  nur  wenigen  Beimengungen  von  Warmwasser- 
Elementen. 


INTRODUCTION 


In  the  Cretaceous,  almost  the  whole  northem  and  central 
Europe  was  flooded  by  vast  epicontinental  sea.  Laramie  mo- 
vements  from  the  end  of  the  Maastrichtian  resulted  in  regres- 
sion  from  previously  occupied  area,  except  for  some  basins. 
In  Poland  and  adjoining  countries,  9  such  basins  have  been  re- 
cognized.  The  largest  of  these  basins  (I  in  Fig.  2)  was  situated 
in  marginal  part  of  the  East-European  Platform.  Upper  Cre- 
taceous rocks  infilling  it  were  intensively  studied  by  several 
authors  and  stratigraphy  and  foraminifer  assemblages  of  the 


''')  K.  PoZARYSKA  and  E.  WiTWiCKA,  Polska  Akademia  Nauk,  Za- 
klad  Paleobiologii,  AI.  Zwirki  i  Wigury  93,  PL-02-089  Warszawa, 
Poland. 


Upper  Cretaceous  sequences  were  the  subjects  of  several  our 
papers.  The  studies  were  facilitated  by  excellent  outcrops  dis- 
playing  almost  continuous  section  from  the  Albian  to  Paleo- 
cene  in  the  Middle  Vistula  River  valley  (Fig.  1),  as  well  as  al- 
most a  hundred  drillings,  often  full-cored,  penetrating  Upper 
Cretaceous  cover  in  area  eastwards  of  the  Middle  Vistula  Ri- 
ver to  the  Polish-Soviet  boundary.  The  results  of  studies  on  li- 
thology  and  micro-  and  macrofauna  from  these  borehole  co- 
lumns  appeared  to  be  of  great  stratigraphic  value,  making  it 
possible  to  compile  a  section  through  this  cover  in  marginal 
part  of  the  East-European  Platform  (Fig.  2).  Biozonation  of 
the  strata  is  fairly  well  established  except  for  the  Cenomanian 
and  Campanian-Maastrichtian.  In  the  former  case,  the  diffe- 


98 


Vilnius 
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30 


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Minsk 

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10 


15 


20 


25 


Fig.  1 .     Location  of  Upper  Cretaceous  outcrops  in  the  Middle  Vistula  River  Valley 


rences  in  approach  of  individual  authors  may  be  explained  by 
still  unstable  sedimentary  and  environmental  regime.  Such 
regime  resulted  in  origin  of  high  variable  deposits  and  often  in 
reduction  and  condensation  phenomena,  impeding  esta- 
blishment  of  biostratigraphic  criteria  applicable  for  the  whole 


basin.  In  the  case  of  the  Campanian  and  Maastrichtian,  cepha- 
lopod  fauna  is  highly  abundant  and  diversified  but  biostrati- 
graphic value  of  individual  species  is  still  the  subject  of  discus- 
sions  and  various  zonal  schemes  are  proposed  (Fig.  4). 


LATE  CRETACEOUS  BASINS  IN  CENTRAL  EUROPE 


In  central  Europe,  Late  Cretaceous  transgression  resulted 
in  deposition  of  sedimentary  series  varying  in  thickness  and 
completeness.  Sedimentation  appears  most  continuous  in  ba- 
sins  developed  in  direct  foreland  and  marginal  part  of  the 
East-European  Platform  (Fig.  2).  The  major  depocenters  also 
appear  located  in  the  marginal  zone  and  there  may  be  noted  a 
steady  trend  to  decrease  in  thickenss  towards  the  interior  of 
this  platform.  The  available  data  clearly  suggest  the  influence 
of  structural  differentiation  of  the  basement  on  development 
of  the  basLns. 

In  places  where  the  Platform  margin  is  passing  close  to  its 
shields,  Cretaceous  sequence  are  relatively  thin  and  with  si- 
gnificant  gaps.  For  example,  the  whole  lower  part  of  the  Up- 
per Cretaceous  /  Cenomanian-Santonian  /  is  missing  in  the 
Karlskrona  region  in  the  Baltic  Shield.  Gaps  found  in  sequen- 
ces  from  basin  parts  most  distant  from  the  Platform  margin 
are  similar  as,  e.  g.,  in  Lithuania  where  Maastrichtian  restson 
various  members  of  lower  Upper  Cretaceous. 

In  central  Europe,  two  large  basins  were  active  at  the  Plat- 
form margin  in  the  Late  Cretaceous.  One  (marked  as  I  in 
Fig.  2)  was  comprising  northem  and  eastern  Poland,  being 
delineated  by  the  Ukrainian  Shield  in  the  east  and  the  Baltic  in 
the  north.  It  is  characterized  here  in  the  section  shown  in 
Fig.  3.  The  other  (II  in  Fig.  2)  was  situated  west  of  the  Baltic 
shield,  stretching  northwards  of  Rügen  to  northem  Jyland. 


In  the  foreland  of  the  plarform,  characterized  by  basement 
of  the  Paleozoic  age  and  highly  complex  structure,  Late  Cre- 
taceous basins  appear  fairly  diversified.  The  basins  are  separa- 
ted  from  one  another  by  areas  in  which  Cretaceous  rocks  are 
partly  or  completely  missing  due  to  erosion  related  to  strong 
subsiding  and  uplifting  movements.  Two  regions  may  be  dif- 
ferentiated  here.  One  region  displays  a  series  of  small  basins, 
generally  parallel  to  the  platform  margin  and  characterized  by 
generally  continuous  sequences  in  their  axial  parts  and  pre- 
sumably  original  lack  of  the  uppermost  Maastrichtian.  Here 
are  recognized  the  Miechöw  (III  in  Fig.  2),  Lodz  (IV)  and 
Szczecin  (V)  basins.  It  should  be  noted  that  the  two  latter  ba- 
sins are  displaying  very  large  thickness  of  the  Upper  Cretace- 
ous. 

The  other  region  comprises  basins  situated  within  the  area 
of  the  Variscan  fold  belt  and  characterized  by  large  thickness 
of  lower  Upper  Cretaceous  and  complete  lack  of  the  higher 
Cretaceous  strata.  Here  are  recognized  the  Opole  (VI)  basin, 
Nysa  Klodzka  (VII)  basin  (trough),  inner  basin  of  the  Bohe- 
mian  Massif  or  Praha  basin  (VIII),  and  North-Sudetic  basin 
(K). 

The  present  distribution  of  Cretaceous  rocks  fails  to  give 
detailed  image  of  original  sedimentary  basins  because  of  the 
influence  of  Cretaceous  and  post-Cretaceous  movements. 
Therefore,  the  subdivision  presented  above  should  be  treated 
as  structural  subdivision  of  basins. 


99 


Upper  Cretaceous  basins 
in  Central  Europe 


(after    W.  Pozaryski  and  all. .1979) 


Fig.  2     Late  Cretaceous  basins  in  central  Europe.  White  =  rocks  older  than  Cretaceous. 

a)  Maastrichtian 

b)  Coniacian,  Santonian,  Campanian 

c)  Cenomanian,  Turonian 

d)  Carpathians  margin 

e)  Studied  section  A-B 

f )  Margin  of  East  European 
Platform 


I  -  Warszawa  Basin 
II  -  Danish  Basin 

III  -  Miechöw  Basin 

IV  -  Lodz  Basin 
V  -  Szczecin  Basin 

VI  -  Opole  Basin 
VII  -  KIodzko/Nysa  Basin 
VIII  -  Praha  Basin 
IX  -  North  Sudetic  Basin 


COMMENTS  TO  THE  SECTION  A-B  THROUGH  UPPER  CRETACEOUS 

ROCKS  IN  CENTRAL  POLAND 


The  section  through  Upper  Cretaceous  rocks  in  central  Po- 
land,  shown  in  Figs.  1  and  3,  is  based  on  data  from  8  boreho- 
les  of  the  Geological  Institute  and  outcrops  in  the  Vistula  Ri- 
ver Valley.  The  boreholes  are  located  along  a  line  running 
evenly  with  51°  parallel  of  latitude  and  the  section  begins  in 
the  vicinities  of  Chelm  in  inner  area  of  the  platform,  going 
westwards  through  Krasnystavif,  Bychawa,  Bystrzyca, 
Niedrzwica  and  Opole  in  marginal  pan  of  the  platform,  to 


Ciepielöw  and  Bakowa,  situated  in  the  foreland,  in  area  of 
so-called  Mid-Polish  aulacogen. 

Upper  Cretaceous  sequences  are  fairly  thick  in  borehole 
columns  Bychawa,  Bystrzyca  and  Niedrzwica  which  are  si- 
tuated within  the  area  of  the  Mazowsze-Lublin  Carbonife- 
rous  trough,  but  they  attain  maximum  thickness  at  the 
western  end  of  the  section.  The  borehole  column  Bakowa,  si- 
tuated at  the  western  end,  displays  Cenomanian-Upper  Maa- 


100 


B^kowa     Ciepielow 


>>Opole 


LUBLIN 

Niedfzwica      Bystrtyca     Bychawa 


Cenomanian 


Krasnystaw 


Chelm 


B 


boundary  between 
stages 


opokas 


Fig.  3.  Section  A-B  through  Upper  Cretaceous  rocks  in  central  Poland;  1.  Gavelinella  cenomanica, 
2.  Lmgulogavelmella  formosa,  3.  Gavelinella  berthelini,  4.  Stensioema  granulata  interiecta, 
5.  Marginotruneana  coronata,  6.  Stensioema  polonica,  7.  Bohvmoides  stngillata,  8.  Globotrun- 
cana  fornicata,  9.  Anomalina  clementiana,  10.  Bolivinotdes  draco  miliaris,  11.  Angnlogavelinella 
graalis,  12.  Cibicides  involuta,  13.  Neoflahellina  reticulata,  14.  Stensioema  pomnierana, 
15.  Pseudouvigerina  cristata,  16.  Anomalinoides  pinguis,  17.  Planoglohulina  acervulmoides, 
18.  Anomalina  danica. 


strichtian  sequence  which  appears  complete  except  for  some 
erosion  of  its  top  part. 

In  the  section,  the  Upper  Cretaceous  is  developed  in  4  li- 
thofacies: 

1 .  opoka  lithofacies,  especially  well  developed  in  western 
part  of  the  studied  area,  appeared  for  the  first  time  in  the 
Campanian  and  began  to  predominate  throughout  the  area  in 
the  Maastrichtian,  especially  Late  Maastrichtian. 

2.  marly  lithofacies,  represented  throughout  the  area,  espe- 
cially in  the  form  of  thick  lenticular  intercalations  in  its  central 
part;  known  from  the  Upper  Turonian  to  Middle  Maastrich- 
tian. 

3.  chalk  lithofacies,  best  developed  in  borehole  column 
Chelm,  where  it  is  displayed  by  the  whole  Turonian-Upper 
Maastrichtian  section,  except  for  some  Upper  Campanian  and 
Iowermost  Maastrichtian  intervals. 


4.  limestone  lithofacies  is  mainly  found  in  the  Cenomanian 
and,  Lower  Turonian  in  the  west  and  Coniacian  m  the  east; 
limestones  are  most  homogeneous  uniform  in  the  Cenoma- 
nian, where  they  form  a  continuous  layer. 

Rocks  of  the  above  4  lithofacies  do  not  differ  much  in  ma- 
croscopic  features.  They  are  white  to  light-gray  in  colour  and 
they  yield  well-developed  and  preserved  foraminifer  assem- 
blages  (especially  in  the  case  of  the  chalk  microfacies).  The  as- 
semblages  appear  generally  similar  to  coeval  ones  from  epi- 
continental  Cretaceous  rocks  in  northern  Europe,  markedly 
differing  from  the  Tethyan,  primarily  in  smaller  share  of 
planktonic  forms.  This  made  it  possible  to  assign  Cretaceous 
rocks  of  the  Polish  Lowlands  to  province  transitional  in  cha- 
racter  between  the  Subboreal  and  Tethyan  ones  (Pozaryska 
and  Peryt,  1979). 


101 


ATTEMPTS  TO  ESTABLISH  ZONATION  OF  THE  UPPER  CRETACEOUS 
IN  CENTRAL  POLAND  ON  THE  BASIS  OF  MACRO-  AND  MICROFAUNA 


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MAASTRICHTIAN 

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Sphenodiscus  binckhorsti 
Belemnitella   junior 

Lower 

Belemnella   occidentalis 
Belemnella   lanceolata 

CAMPANIAN 

Upper 

Belemnitella   langei 
Bostrycboceras  polyplocum 

Lower 

Neancyloceras  phaleratum 
Gonioteuthis  guadrata 

SANTONIAN 

Upper 

Inoceramus  patootensis 

Lower 

Inoceramus  cardissoides 

CONIACIAN 

Inoceramus   involutus 

TURONIAN 

Upper 

Inoceramus   schloenbachi 
Inoceramus   costellatus 

Lower 

Inoceramus   lamarcki 
Inoceramus   labia tus 

CENOMANIAN 

Upper 

Inoceramus  pictus 

Middle 

Schloenbachia    varians 

Lower 

Mantelliceras  mantelli 

ALB  I  AN 

Fig.  4.     Biozonation  of  che  Upper  Cretaceous  in 
central  Poland  on  the  basis  of  macrofauna 


The  attempts  to  establish  a  modern,  detailed  macrofau- 
nabased  biozonation  of  the  Upper  Cretaceous  in  central  Po- 
land were  initiated  in  the  30's.  The  first  zonation  of  monoto- 
nous  Upper  Cretaceous  white  series  in  Middle  Vistula  River 
drainage  basin,  based  on  macrofauna,  was  proposed  by  W. 
PozARYSKi  (1938,  1948),  who  also  presented  correlations  with 
Upper  Cretaceous  strata  in  North- Western  Europe. 
Works  aimed  in  these  directions  were  also  carried  out  by  R. 
KoNGiEL  (1935, 1949, 1958),  S.  CieSlinski  (1960),  and  recently 
A.  BiASZKiEWicz  (1979,  1980)  and  R.  Marcinowski  (1974). 

During  the  world-war  II,  micropaleontological  studies 
were  initiated  on  the  Upper  Cretaceous  in  central  Poland 
(W.  PozARYSKi,  unpublished  report).  After  the  war,  K.  Po- 
ZARYSKA  (1954,  1957)  decribed  30  guide  foraminifer  species 
from  these  strata,  and  W.  Pozaryski  and  E.  Witwicka  (1956) 


1 8  guide  globotruncanids  species.  These  works  were  foilowed 
by  E.  WiTwicKA  (1958),  E.  Witwicka  and  S.  CieSlinski 
(1962),  E.  Gawor-Biedowa  (1972),  E.  Gawor-Biedowa  and 
E.  Witwicka  (1960),  K.  Pozaryska  and  E.  Witwicka  (1980). 
Recently  D.  Peryt  (1980)  described  91  species  of  planktonic 
foraminifers  and  she  proposed  10  biozones.  B.  Zapalowicz- 
Bilan  (1982)  proposed  similar  subdivision  into  10  biozones, 
based  on  benthic  foraminifers. 

The  micropaleontological  studies  resulted  in  fairly  good 
knowledge  of  Upper  Cretaceous  foraminifers  and  establish- 
ment  of  several  micropaleontological-stratigraphic  subdivi- 
sions.  Attempts  were  made  to  correlate  these  subdivisions 
with  detailed  subdivisions  based  on  macrofauna  (fig.  4).  Ho- 
wever,  that  task  appeared  highly  difficult  as  the  stage  bounda- 
ries  delineated  with  reference  to  stratigraphic  ranges  of  ben- 
thic foraminifers  were  often  found  to  differ  from  those  deli- 
neated on  the  basis  of  macrofauna.  Generally,  the  ranges  of 
even  most  short-living  species  of  benthic  foraminifers  are  se- 
veral times  wider  than  those  of  ammonites,  belemnites  and 
inoceramids.  In  attempts  to  correlate  these  subdivisions, 
boundaries  of  stratigraphic  zones  are  defined  by  the  begin- 
ning  or  end  of  ranges  relatively  long-living  foraminifer  spe- 
cies. The  enclosed  table,  in  which  both  benthic  and  selected 
planktonic  foraminifers  species  are  compiled  reflects  differen- 
ces  in  stratigraphic  ranges  of  macro-  and  microf auna  recorded 
in  individual  stages,  as  well  as  the  fact  that  the  ranges  of  plank- 
tonic foraminifers  are  markedly  closer  to  those  of  macrofauna 
than  in  the  case  of  benthic  foraminifers.  Zapalowicz-Bilan 
(1982)  compiled  table  of  distribution  of  benthic  species 
(fig.  5)  with  reference  to  definitions  of  biostratigraphic  zones 
as  proposed  by  Hedberg  (1961).  In  thatpaper,  sheused4con- 
ceptsof  biostratigraphic  zones:  ränge  zone,  concurrent  zone, 
partial-range  zone,  and  assemblage  zone.  Unfortunately,  no 
attempt  to  correlate  the  zones  with  those  based  on  macro- 
fauna is  given  there. 


DETAILED  PART 


In  the  enclosed  table  (fig.  6)  only  species  most  important 
for  stratigraphy  of  the  Upper  Cretaceous  in  central  Poland  (62 
species)  are  shown.  Moreover,  ranges  of  85  species  were 
shown  in  our  paper  on  Cretaceous-Tertiary  boundary 
(K.  Pozaryska  and  E.  Witwicka,  1980). 


CENOMANIAN 

In  the  Polish  Lowlands,  the  Albian-Cenomanian  boundary 
is  characterized  by  extinction  of  the  following  species  (Ga- 
wor-Biedowa, 1972):  Globigerinelloides  bentonensis  (Mor 
Row),  Pleurostomella  reussi  Berthelin,  Globorotalites  polo- 
nica  Gawor-Biedowa,  Gavelinella  intermedia  (Berthelin). 
The  boundary  is  passed  by  Gavelinella  varsoviensis  (Ga- 
wor-Biedowa), which  is  recorded  up  to  the  middle  of  this  sta- 


ge, and  Gavelinella  cenomanica  (Brotzen),  approaching  but 
not  reachingbaseof  theTuronian.  Orithostella  {rede  Lingu- 
logavelinella)  formosa  (Brotzen),  appearing  for  the  first  time 
in  the  Lower  (but  not  the  lowermost)  Cenomanian,  and  Ro- 
talipora  cushmani  (Morrow),  also  do  not  pass  into  the  Turo- 
nian.  The  Cenomanian-Turonian  boundary  is  passed  by  Do- 
rothia  gradata  (Berthelin),  Gavelinella  belorussica  (Akimez) 
and  Lingulogavelinella  globosa  (Brotzen).  Planktonic  spe- 
cies Praeglobotruncana  stephani  (Gandolfi),  appearing  in 
higher  part  of  the  Cenomanian,  pass  into  the  Turonian. 


TURONIAN 

Marginotruncana  renzi    (Gandolfi)  and   Helvetoglobo- 
truncana  helvetica  (Bolli)  first  appear  at  the  Cenomanian- 


102 


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(— 1 

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tu 
3 

Cibiaidoides  formosus 
Gavelinella  oenomanioa 
iGavelinella  berthelini 
GlobotPunoana  turonioa 

» 

Gl nhofrunr'ana  iwbpioata 

Gavelinella  moniliformis 
Stensioeina  praeexaulpta 
Globorotalites  subooniaus 
Globotrunaana  lapparenti  coronata 
Globotruncana  lapparenti   lapparenti 
Reussella  pseudospinulosa 
Globotrunaana  marginata 
Globotrunaana  globigerinoides 
Stensioeina  poloniaa 
Globotrunaana   lapparenti   triaarinata 
Stensioeina  exaulpta 
Stensioeina  graailis 
Globorotalites  miahelinianus 
Neoflabellina  baudouiniana 
IGavelinella  stelligera 
Gavelinella  thalmanni 
Gavelinella  aoatulata 
Gavelinella  wibiliaatula 
Gavelinella  alementiana 
Neoflabellina  rugoaa 
Bolivinoides  strigillatus 
Stensioeina  pommerana 

s 

J 

— 

- 

|— 

Globotrunaana  araa 

Bolivinoides  deaoratus  deaoratus 
Gibiaidoides  aatulagayensis 
Bolivinoides   laevigatus 
Cibiaidoides   voltzianus 
Gavelinella  monterelensis 
Bolivinoides  mielniaensis 



Bolivinoides   deliaatulus 

LVO'    l^  ly  ^  v  1  i,^^   l^  ixCC-  \J         <*iC^    ^  ^  '—''«*    imf  UV  ly  l/^XJ 

Bolivinoides   inarassata 

Bolivinoides  draao  miliaris 
Angulogavelinella  graailis 
Cibiaidoides  bembix 
Gavelinella  pertusa 
Neoflabellina  retiaulata 
Bolivinoides  peterssoni 
Cjavelinella  aomplanata 
Br>l 7' vi no'i' des   draao   draao 

Bolivina  deaurrens 
Bolivinoides  deaoratus  giganteus 
Gavelinella  pozaryskii 
Cibiaidoides  spiropunatatus 

Anomalinoides  pinguis 
Anomalina  ekblomi 

Fig.  5.     Biozonation  of  the  Upper  Cretaceous  in  central  Polanci  on  the  basis  of  benthic  foraminifers 


103 


Turonian  boundary  to  occur  up  to  the  Lower-Middle  Turo- 
nian  boundaty.  Other  species  appearing  for  the  first  time  at 
the  base  of  the  Turonian  include  Globorotalites  hangensu 
Vassilenko,  Gaudryina  angustata  compressa  (Akimez)  and 
Dicannella  tmbncata  (Mornod).  Guide  species  for  the  whole 
Turonian  include  Gaudryina.  angustata  angustata  Akimez 
and  Gavelinella  herthelini  (Keller).  First  repräsentatives  of 
foraminifers  ascribed  to  Stensioeina  ex  gr.  granulata  (Ol- 
BERTz)  are  not  known  to  appear  in  roctts  older  than  the  middle 
part  of  the  Turonian  in  the  PoHsh  Lowlands.  Koch  (1977) 
analysed  in  detail  distribution  of  that  species  in  the  Upper 
Cretaceous  of  FRG  and  he  showed  its  stratigraphic  value. 
Such  analysis  is  still  not  finished  in  our  country  but  it  may  be 
noted  that  specimens  close  to  S.  granulata  (Olbertz)  occur 
here  from  the  Turonian  to  Coniacian,  inclusively,  They  are 
assigned  to  5.  ex.  gr.  granulata  (Olbertz)  in  Tafel  1  as  their 
analysis  is  still  not  finished  but  it  may  be  added  that  they  pre- 
sumably  belong  to  more  than  one  species.  Foraminifers  ap- 
pearing for  the  first  time  in  higher  Turonian  in  Poland  include 
Marginotruncana  coronata  (Bolli)  and  M.  pseudolinneiana 
Pessagno. 


strichtian,  and  the  two  remaining  species  are  still  recorded  in 
the  Upper  Maastrichtian  in  the  Lublin  region,  where  they 
form  a  weakly  marked  horizon. 


CAMPANIAN 

The  Santonian-Campanian  boundary  cannot  be  accurately 
defined  on  the  basis  of  foraminifera  as  up  to  the  present  there 
were  not  recorded  species  which  would  appear  or  disappear  at 
that  boundary.  However,  the  boundary  may  be  delineated 
with  reference  to  abundant  occurrence  of  representatives  of 
Cibicidoides  involuta  Reuss,  first  appearing  just  above  the  top 
of  the  Santonian.  The  species  passes  the  Campanian-Maa- 
strichtian.  Some  authors  consider  this  species  as  guide  for  the 
Campanian  and  Maastrichtian. 

In  the  lowermost  Campanian,  there  appear  numerous  re- 
presentatives of  the  genus  Bolivinoides:  B.  sidestrandensis 
Barr,  5.  decorata  decorata  (Jones)  and  B.  laevigata  Marie. 
They  are  accompanied  by  those  of  the  species  Globotruncana 
ventricosa  White,  which  are  not  known  from  the  Maastrich- 


CONIACIAN 

No  foraminifer  species  were  found  to  be  limited  to  that 
stage  only.  The  Turonian-Coniacian  boundary  is  usually  de- 
lineated with  reference  to  appearance  of  representatives  of 
Stensioeina  exsculpta  Reuss.  In  Germany,  this  species  appears 
somewhat  higher  (Koch  1977)  and  it  is  known  to  disappear  in 
the  Lower  Campanian.  The  ränge  of  Gavelinella  stelligera 
(Marie)  is  similar. 

Upper  parts  of  the  Coniacian  and  Santonian  (except  for  its 
top  parts)  are  characterized  by  representatives  of  Gavelinella 
thalmanni  (Brotzen). 

SANTONIAN 

The  Coniacian-Santonian  boundary  is  defined  by  the  ap- 
pearance of  first  representatives  of  Stensioeina  polonica  Wit- 
wiCKA.  Itshould  be  noted  that  Koch  (1977)  put  this  name  into 
synonymy  of  S.  granulata  (Olbertz)  but  he  admitted  strati- 
graphic value  of  the  former.  The  stratigraphic  ränge  of  S.  po- 
lonica (WiTwicKA,  1958)  in  Germany  is  very  close  to  that  esta- 
blished  in  Poland. 

Stensioeina  gracilis  Brotzen  is  another  species  of  that  genus 
which  appears  at  the  Coniacian-Santonian  boundary.  At  that 
boundary,  there  also  appears  Globorotalites  multisepta 
(Brotzen),  characterized  by  very  long  ränge  as  it  is  known  up 
to  the  lowermost  Maastrichtian. 

The  uppermost  Santonian  is  characterized  by  the  appea- 
rance of  representatives  of  Bolivinoides  strigillata  (Chap 
man).  The  ränge  of  that  species  is  very  short  as  it  disappears  in 
the  lowermost  Campanian.  In  the  uppermost  Santonian  there 
are  also  recorded  several  species  which  are  known  to  be  pre- 
sent up  to  the  top  of  the  Campanian  and  even  to  enter  the 
Mdiistnchtian:  Anomalina  clementiana  (d'Orbigny),  Globo- 
truncana fomicata  Plummer,  G.  arca  (Cushman)  and  Sten- 
sioeina pommerana  Brotzen.  First  ofthese  species  disappears 
in  the  lowermost  Maastrichtian,  the  last  in  the  Middle  Maa- 


The  uppermost  Campanian  is  characterized  by  the  species 
Bolivinoides  miliaris  Hiltermann  and  Koch,  Neoflabellina 
praereticulata  Hiltermann,  Globotruncana  pozaryskae  Pe- 
R1T.  These  species  continue  to  occur  roughly  to  the  middle  of 
the  Maastrichtian,  and  they  are  accompanied  by  Cibicidoides 
voltzianus  (d'Orbigny),  C.  bembix  (Marsson),  Bolivina  in- 
crassata  Reuss  and  Rugoglobigerina  milamensis  Smith  and 
Pessagno,  which  occur  up  to  the  Cretaceous-Tertiary  boun- 
dary. 


MAASTRICHTIAN 

The  Lower  Maastrichtian  is  characterized  by  appearance  of 
the  species  Angulogavelinella  gracilis  (Marsson).  Somewhat 
above  the  base  of  the  Maastrichtian  appear  Rugoglobigerina 
pennyi  Bronnimann,  and  in  middle  part  of  that  stage  -  Glo- 
botrunana  elevata  Brotzen.  Along  with  the  latter,  there  ap- 
pears Bolivinoides  peterssoni  Brotzen  which  is  known  also 
from  the  Tertiary.  Along  with  Rugoglobigerina  pennyi 
Bronnimann,  there  also  appear  Pseudouvigerina  cristata 
Marsson  and  Neoflabellina  reticulata  (Reuss).  The  three  spe- 
cies pass  into  the  Upper  Maastrichtian. 

In  the  Polish  Lowlands,  the  Upper  Maastrichtian  is  charac- 
terized by  important  foraminifer  species  including  Guembe- 
litria  cretacea  Cushman,  Bolivinoides  draco  Marsson,  Gave- 
linella gankinoensis  Neckaja,  Anomalinoides  pinguis  (Jen- 
nings),  Bolivinoides  decorata  gigantea  Hiltermann  and 
Koch,  Rugoglobigerina  rotundata  Bronnimann  and  R.  ma- 
crocephala  Bronnimann.  The  latter  four  species  define  upper 
part  of  the  Upper  Maastrichtian.  Planoglobulina  acervulinoi- 
des  (Egger)  forms  a  weakly  marked  horizon  in  the  Upper 
Maastrichtian,  showing  connection  of  the  Late  Cretaceous 
basin  from  the  present  area  of  Poland  and  warm  Tethyan  seas. 
Outside  Lublin  region,  this  species  is  not  known  in  the  Polish 
Lowlands. 

In  the  middle  part  of  the  Maastrichtian,  the  last  representa- 
tives of  the  genus  Stensioeina  (S.  pomerana  Brotzen)  became 


104 


UPPER 


CRETACEOUS 


Cenoma- 
nian 


Turonian 


Santonian 


Campanian 


Maastr- 
ichtian 


S   p   e   c   i  e   s 


(afler  K  Pozafvska  and    EWitwicka  1982) 


Gavelinella    varsoviensis 
Gavelinella   cenomanica 
Dorothia   gradata 
Gavelinella   belorussica 
Lingulogavelinella    globosa 
Orithostella    formosa 
Rotalipora   cushmani 
Praeglobotruncana    stephani 
Marginotruncana   renzi 
Helvetoglobotruncana   Helvetica 
Globorotalites  hangensis 
Gaudryina   angustata    compressa 
Dicarinella   imbricata 
Gaudryina   angustata  angustata 
Gavelinella  berthelini 
Stensioeina   ex  gr. granulata 
Marginotruncana   coronata 
Marginotruncana  pseudolinneiana 
Gavelinella   stelligera 
Stensioeina  exsculpta 
Stensioeina  polonica 
Stensioeina   gracilis 
Globorotalites  multisepta 
Bolivinoides  strigillata 
Anomalina   clementiana 
Globotruncana   fornicata 
Globotruncana  arca 
Stensioeina  pommerana 
Cibicidoides   involuta 
Bolivinoides  sidestrandensis 
Bolivinoides  decorata   decorata 
Globotruncana    ventricosa 
Bolivinoides   laevigata 
Neoflabellina  praereticulata 
Globotruncana   pozaryskae 
Bolivinoides  miliaris 
Cibicidoides  voltzianus 
Bolivina   incrassata 
Cibicidoides  bembix 
Rugoglobigerina  milamensis 
Angulogavelinella   gracilis 
Rugoglobigerina   pennyi 
Pseudouvigerina   cristata 
Neoflabellina  reticulata 
Globotruncana   elevata 
Bolivinoides  peterssoni 
Guembelitria    cretacea 
Gavelinella  acuta 
Bolivinoides   draco 
Gavelinella    danica 
Gavelinella  ekblomi 
Planoglobulina   acervulinoides 
Gavelinella   gankinoensis 
Anomalinoides  pinguis 
Gavelinella   sahlstroemi 
Paralabamina   toulmini 
Bolivinoides   decorata   gigantea 
Eponides   lunata 
Eponides  frankei 
Cibicides  commatus 
Rugoglobigerina   rotundata 
Rugoglobigerina   macrocephala 


Fig.  6.     Stratigraphic  ranges  of  benthic  and  planktonic  foraminifers  most  important  for  stratigraphy  of 
the  Upper  Cretaceous  in  central  Poland 


105 


extinct  in  Poland.  FoUowing  Wicher  (1954),  part  of  the  Maa- 
strichtian,  situated  above  the  ränge  of  5.  pommerana  Brot- 
ZEN,  is  defined  in  Poland  as  a  horizon  without  representatives 
of  Stensioeina. 

In  the  Poüsh  Lowlands,  the  uppermost  Maastrichtian 
yields  several  representatives  of  species  passing  the  Maastrich- 
tian-Danian  boundary:  Bolivinoides  peterssoni  Brotzen, 
Gavelinella  acuta  (Plummer)  hitherto  known  from  the  Maa- 
strichtian under  the  name  G.  praeacuta  (Vassilenko), 
G.  danica  (Brotzen),  G.  ekhlomi  (Brotzen),  G.  sahl- 
stroemi  (Brotzen),  Paralabamina  toulmini  (Brotzen),  Epo- 
nides  lunata  Brotzen,  E.  frankei  Brotzen  and  Cibiddes 
commatus  Morozova. 

The  Upper  Cretaceous  section  of  the  Poüsh  Lowlands  ap- 
pears  very  similar  tothose  of  the  GDR  and  FRGononehand, 
and  those  of  European  part  of  the  USSR  on  the  other.  This 
was  shown  in  excellent  works  of  Tröger  (1966,  1967),  who 
established  detailed  zonation  of  the  Upper  Cretaceous  on  the 
GDR  on  the  basis  of  inoceramids.  Analysis  of  that  zonal 
scheme  shows  numerous  species  in  common  with  Poland, 
where  they  were  also  found  to  be  of  marked  stratigraphic  va- 
lue  (Fig.  4  here).  It  may  be  stated  that  the  whole  lower  part  of 
Upper  Cretaceous  in  Poland  and  GDR  is  characterized  by  si- 
milar succession  of  inoceramids. 


The  micropaleontological  stratigraphy  of  the  sequences  in 
GDR  and  FRG  was  best  compiled  by  Hiltermann  and  Koch 
(1962,  1977).  In  these  and  other  papers,  the  authors  made  at- 
tempts  to  use  various  groups  of  foraminifers  and  to  test  stra- 
tigraphic value  of  individual  species,  taking  into  account  their 
intraspecific  variability.  This  resulted  in  proposal  of  several 
varieties,  especially  in  the  case  of  species  of  the  genera  Neo- 
flabellina,  Bolivinoides,  Stensioeina.  However,  subtle  mor- 
phological  criteria  not  always  appeared  sufficient  for  establis- 
hing  a  detailed  and  at  the  same  time,  firm  stratigraphic  subdi- 
vision.  That  is  why  we  are  trying  to  avoid  the  usage  of  subspe- 
cies  and  varieties  in  stratigraphic  studies  in  our  country. 

The  comparison  with  foraminifer-based  biostratigraphic 
subdivision  established  for  the  Upper  Cretaceous  in  Euro- 
pean part  of  the  USSR  also  showed  marked  similarities.  Spe- 
cies recorded  both  in  Polish  Lowlands  and  the  latter  region 
are  fairly  common  and  the  subdivisions  established  also  ap- 
pear  similar  in  several  points.  This  is  especially  the  case  of  lo- 
wer part  of  the  Upper  Cretaceous  as  shown  by  Grigjalis, 
Akimez  and  Lipnik  (1980).  It  should  be  noted  that  biostrati- 
graphic subdivision  different  of  that  for  the  Upper  Cretaceous 
of  Ukraine,  Lithuania  and  Byelorussia  is  needed  for  the  Man- 
gyshlak  Peninsula  Cretaceous. 


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107 


Zitteliana 

10 

107-114 

München,  I.Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

Late  Cretaceous  transgressions  and  regressions 
on  the  Russian  Platform 


By 
DIMITRIJ  P.  NAIDIN^') 

With  3  teyt  figures 

ABSTRACT 


During  the  Late  Cretaceous  a  generally  smooth  eustatic 
transgression  took  place  on  the  Russian  Platform,  in  the  Cri- 
mea  and  in  the  Transcaspian  region.  It  was  replaced  in  the 
middle  of  the  Maastrichtian  by  a  rapid  eustatic  regression.  On 
different  parts  of  the  Platform  the  general  eustatic  transgres- 
sion has  been  interrupted  by  relatively  shortterm  regressions 
determined  either  by  an  epeirogenesis  or  by  a  shallowing  of 
the  sea  as  a  result  of  its  being  filled  out  by  Sediments;  some  re- 
gressions were  of  a  eustatic  nature.  Data  are  quoted  on  Late 
Cretaceous  transgressions  and  regressions  in  Western  Ka- 
zakhstan  (Eastern  Precaspian,  Mangyshiak)  which  Supple- 
ment material  published  earlier  (Naidin  et  al.,  1980a,  b). 

Temperature  conditions  of  the  seas  that  invaded  the  Plat- 
form and  its  framework  during  the  Late  Cretaceous  for  the 
time  being  can  not  be  reconstructed  to  give  a  complete  pictu- 
re.  It  is  obvious  that  in  the  middle  of  the  Late  Cretaceous, 
when  the  sea  areas  have  been  largest  owing  to  an  expanding 
transgression,  the  temperatures  of  sea  water  were  higher  than 
during  the  Early  Cretaceous.  Various  palaeontological  data  as 
well  as  data  of  Isotope  palaeothermometry  indicate  the  lowest 
temperatures  during  the  Late  Cretaceous  in  the  Early  Maa- 
strichtian. Apparently,  in  the  Maastrichtian  on  the  back- " 
ground  of  an  expanding  regression  a  general  "deterioration" 
of  the  climate  began,  reaching  its  maximum  at  the  beginning 
of  the  Danian. 

Some  general  Statements  are  made  regarding  the  evolution 
of  the  climate  at  the  end  of  the  Mesozoic  in  connection  with  a 


change  in  the  land/sea  (ocean)  ratio,  the  fluctuations  of  CO2 
concentrations  in  the  atmosphere  and  the  development  of  the 
terrestrial  and  marine  flora.  The  dispersal  of  organisms,  their 
taxonomic  diversiry  during  the  Late  Cretaceous  in  the  general 
scheme  corresponded  to  E.  Voigt's  (1964)  Suggestion  that 
thermophile  marine  organisms  were  most  abundant  in  the 
Cenomanian  and  Late  Maastrichtian  which  is  not  directly  as- 
sociated  with  climatic  fluctuations,  but  reflects  a  wide  occur- 
rence  during  these  time  intervals  of  shallow  portions  of  the  sea 
floor  subjected  to  a  good  heating  up.  In  general  the  variety  of 
planktonic  and  benthic  organisms  has  been  differently  affec- 
ted  by  transgressions  and  regressions.  One  can  agree  with  the 
concepts  of  A.  G.  Fischer  and  M.  A.  Arthur  (1977)  that, 
owing  to  the  eustatic  rise  of  the  ocean  level  (which  resulted  in 
an  expansion  of  the  areas  of  Continental  seas),  the  Late  Creta- 
ceous represented  a  polytaxic  episode  in  the  evolution  of  the 
pelagic  biota.  With  the  polytaxic  episode  of  94-62  million 
years  very  exactly  coincides  the  maximum  of  white  chalk  ac- 
cumulation  -  a  formation  very  characteristic  for  the  European 
palaeobiogeographic  region. 

The  necessity  is  recorded  to  correlate  the  evolution  stages 
of  the  marine  biota  with  the  stages  of  the  organic  world  evolu- 
tion on  land.  Data  available  for  the  land  indicate  that  a  rear- 
rangement  of  the  vegetable  kingdom  and  a  very  drastic  turn  in 
the  evolution  of  the  most  numerous  terrestrial  animals  -  in- 
sects  -  took  place  at  the  end  of  the  Aptian  -  during  the  Albian 
-or,  maybe,  even  already  at  the  beginning  of  the  Cenomanian 
(Zherikhin,  1978). 


KURZFASSUNG 


Während  der  Oberkreide  wurde  die  Russische  Tafel,  die 
Krim  und  die  Transcaspische  Region  von  einer  allmählichen 
eustatischen  Transgression  erfaßt.  Sie  wird  abgelöst  im  mitt- 
leren Maastricht  von  einer  schnellen  eustatischen  Regression. 


*)  D.  P.  Naidin,  Lehrstuhl  für  Historische  Geologie,  Geologische 
Fakultät,  Universität  Moskau,  117234  Moskau,  USSR. 


In  verschiedenen  Regionen  auf  der  Tafel  wird  die  allgemeine 
Transgression  durch  relativ  kurzfristige  Regressionen  unter- 
brochen, verursacht  durch  epirogenetische  Vorgänge  oder 
durch  Auffüllung  mit  Sediment;  nur  einige  Regressionen  sind 
eustatischen  Ursprungs.  Von  West-Kasakstan  (östliche  Prä- 
caspische  Region,  Mangyshiak)  werden  zusätzlich  zu  älteren 
Daten  (Naidin  et  al.  1980  a,  b)  neue  Ergebnisse  über  die 
Transgressionen  und  Regressionen  vorgestellt. 


108 


Die  Aussagen  über  die  Wassertemperaturen  des  Meeres  auf 
der  Tafel  und  ihrer  Umgebung  können  zur  Zeit  noch  nicht  zu 
einem  vollständigen  Bild  zusammengefügt  werden.  Es  ist  je- 
doch eindeutig,  daß  in  der  Mitte  der  oberen  Kreide,  als  die 
weitesten  Überflutungen  herrschten,  die  Wassenemperatu- 
ren  höher  lagen  als  in  der  Unterkreide.  Verschiedene  paläon- 
tologische Hinweise  und  Isotopen-Paläotemperatur-Be- 
stimmungen  zeigen  die  niedrigste  Temperatur  während 
Oberkreide  für  das  untere  Maastricht  an.  Offensichtlich  be- 
gann im  Maastricht  vor  dem  Hintergrund  einer  ausgedehnten 
Regression  eine  allgemeine  Klimaverschlechterung,  die  ihren 
Höhepunkt  mit  dem  Begmn  des  Dan  erreichte. 

Aligemeine  Angaben  für  Klimaentwicklung  am  Ende  des 
Mesozoikums  im  Zusammenhang  mit  der  Meer/Land-Vertei- 
lung,  der  Fluktuation  der  COi-Konzentration  in  der  Atmo- 
sphäre und  der  Entwicklung  der  terrestrischen  sowie  marinen 
Flora  werden  aufgezeigt.  Die  Ausbreitung  und  die  Diversität 
der  Organismen  während  der  Oberkreide  stimmt  in  großen 
Zügen  überein  mit  der  Angabe  von  Voigt  (1964),  daß  ther- 
mophile  marine  Organismen  am  häufigsten  im  Cenoman  und 
im  oberen  Maastricht  sind;  dies  steht  nicht  direkt  im  Zusam- 


menhang mit  den  Klimaschwankungen,  aber  zeigt  an,  daß 
weite  Meeresgebiete  sich  durch  die  geringe  Wassertiefe  gut 
erwärmten.  Im  allgemeinen  wird  die  Variabilität  planktoni- 
scher und  benthonischer  Organismen  durch  Transgressionen 
und  Regressionen  unterschiedlich  beeinflußt.  In  Überein- 
stimmung mit  dem  Konzept  von  A.  G.  Fischer  &  M.  A.  Ar- 
thur (1977)  (durch  eustatischen  Meerespiegelanstieg  vergrö- 
ßerte sich  die  Fläche  mit  Flachmeeren)  stellt  die  Oberkreide 
eine  Zeit  der  Polytaxie  in  der  Entwicklung  der  pelagischen 
Organismen  dar.  Mit  dieser  polytaxischen  Episode  (von  94 
bis  62  Millionen  Jahren)  fällt  die  Hauptbildung  der  Schreib- 
kreide-Sedimente zusammen. 

Es  wird  darauf  hingewiesen,  wie  notwendig  es  ist,  die  Evo- 
lutionsschritte der  marinen  Biota  mit  der  Entwicklung  auf 
dem  Land  zu  vergleichen.  Die  verfügbaren  Daten  aus  dem 
terrestrischen  Bereich  zeigen  eine  Umgestaltung  des  Pflan- 
zenreiches und  auch  einen  sehr  einschneidenden  Wendepunkt 
in  der  Entwicklung  der  artenreichsten  Tiergruppe,  den  Insek- 
ten, am  Ende  des  Apt  und  während  des  Alb,  vielleicht  bis  zum 
Beginn  des  Cenoman  an  (Zherikhin,  1978). 


MY 


Fig.  1 .     Diagrams  of  sea  depth  fluctuations  constructed  according  to  the  data  of  some  Upper  Cretaceous 

sequences  on  Mangyshlak  and  in  the  Eastern  Precaspian. 

I-VI  -  Upper  Cretaceous  lithological  measures  (members)  of  Mangyshlak. 

1  -  terrigenous  deposits  (sands,  sandstones,  clays,  etc.),  2  -  marls,  coarse  chalk  (including  "spheric"  marls 

and  chalk),  3  -  predominantly  marls,  4  -  chalk  and  chalk  -  like  marls  predominant,  5  -  organogene-detritic 

limestones,  6  -  phosphorites,  7  -  phosphorized  coprolites,  S  -  higher  pyritization,  9  -  hardgrounds,  10  - 

bandsof  bentonites,  II  -boundariesbetween  the  lithological  measures  of  Mangyshlak,  12-phytoherms,  13 

-  Marsiipites,  14  -  Oxytoma  tenukostatu,  15  -large  benthic  foraminifers  of  the  orbitoid  group;  planktonic 

foraminifers:  ib-  Hedbergella,   \7 -  Marginotruncana,   18  -  Globotruncana,  -  19- Heterohelicidae,  20- 

Rugoglobigeririii. 

al,  als  -  Albian,  Late  Albian;  cmi,  cm2,  cmj  -  Early,  Middle,  Late  Cenomanian;  tj,  tj  -  Early,  Late  Turo- 

nian;  cn  -  Coniacian;  sti,  st2  -  Early,  Late  Santonian;  cpi,  cp2  -  Early,  Late  Campanian;  m,,  mj  -  Early, 

Late  Maastrichtian;  dn  -  Danian. 

Radiometrie  time  scale  -  according  to  D.  P.  Naidin  ( 1982)  -  with  due  regard  of  sedimentometric  data  for  the 

Turonian  and  Santonian  (G.  Ernst,  1978)  and  for  the  Maastrichtian  of  the  author's  material  on  carbonate 

sequences  of  Western  Kazakhstan. 


109 


Here  transgression  and  regression  diagrams  are  supplied 
compiled  according  to  Upper  Cretaceous  sequences  of  We- 
stern Kazakhstan  -  the  extreme  south-east  of  the  Russian 
Platform  (Eastern  Precaspian)  and  Mangyshlak  (Figs  1,  2B). 
Together  with  our  previously  published  data  (Naidin  et  al., 
1980  a,  b)  and  the  material  by  J.  M.  Hancock  (1976,  Fig.  1; 
Hancock  &  Kauffman,  1979,  Fig.  4;  see  Fig.  2A)  new  in- 
formation  Warrants  an  appraisal  of  the  evolution  of  palaeo- 
geographic  conditions  in  the  entire  European  palaeobiogeo- 
graphic  region  (EPR). 

Lithologically  the  Upper  Cretaceous  of  Western  Kazakh- 
stan is  distinctly  divided  into  two  unequal  parts.  The  lower 
part  consists  of  essentially  terrigenous  facies  of  Cenomanian 
and  Lower  Turonian  age;  their  thickness  comes  locally  to 
60-75  m.  The  top  part  -  from  Upper  Turonian  to  the  Danian 
inclusively  -  consists  of  carbonate  deposits  360^20  m  thick 
(not  including  the  Danian  stage  deposits). 

The  leading  factor  that  determined  the  Sedimentation  and 
organism  dispersal  in  Late  Cretaceous  seas  of  the  Platform 
and  Transcaspian  has  been  their  belonging  during  the  Late 
Cretaceous  to  the  EPR.  The  sublatitudinal  trend  of  the  EPR 
Stretch  reflects  the  climatic  zonality  of  the  Late  Cretaceous  in 
Western  Eurasia  (Naidin,  1973;NAiDiNetal.,  1980a,  b).  The 
extraordinary  similarity  of  fauna  in  the  west  and  east  of  the 
EPR  is  striking.  Over  the  enormous  expanses  of  EPR  the 
same  belemnites  (Naidin,  1973),  bryozoans  (Voigt,  1967), 
inocerams  (Tröger,  1982)  and  otherfaunistic  groups  are  pre- 
sent.  The  biostratigraphic  subdivision  of  Upper  Cretaceous 
deposits  used  here  is  justified  in  previously  published  articles 
(Naidin  &  Kopaevich,  1977;  Naidin,  1979  b,  1981). 

Obvious  proofs  of  an  alternation  of  transgressions  and  re- 
gressions  are  supplied  by  coastal  portions  of  the  former  sea, 
on  which  there  has  been  a  predominant  accumulation  of  terri- 
genous Sediments.  Transgressions  and  regressions  can  then  be 
appraised  by  the  a  r  e  a  s  in volved  in  them .  The  author  made  an 


attempt  to  describe  the  transgressions  and  regressions  by  stu- 
dying  sequences  distant  from  the  coastline  of  the  Late  Creta- 
ceous sea  in  the  areas  with  a  predominant  carbonate  Sedimen- 
tation. In  such  areas  it  is,  apparently,  possible  to  judge  about 
transgressions  and  regressions  on  the  basis  predominantly  of  a 
reconstruction  ofthedepth  of  palaeobasins.  This  conclusion 
agrees  with  the  concepts  of  many  geologists  a  criterion  of 
transgressions  and  regressions  can  be  depths  fluctuations:  a 
deepening  corresponds  to  transgressions,  while  a  shallowing 
-  to  regressions.  The  relation,  however,  between  these  two 
pairs  of  concepts:  deepening/shallowing  and  transgres- 
sion/regression  is  much  more  complicated  (Naidin  et  al., 
1980  a).  The  difficulty  is,  first  of  all,  in  establishing  the  rela- 
tion between  the  phases  of  deepening  and  shallowing  and  the 
phases  of  an  expansion  and  shrinking  of  the  palaeoaquatoria. 
In  any  case,  for  shallow-water  seas  in  the  first  approximation 
it  is  a  fact  that  their  deepening  corresponds  a  transgression  and 
a  shallowing  -  a  regression. 

Late  Cretaceous  seas  of  Western  Kazakhstan  have  been 
shallow  basins.  In  Eastern  Precaspian  just  as  in  other  parts  of 
the  Russian  Platform  the  depths  did  not  exceed  50-200  m 
(Naidin  et  al.,  1980a:  3 1).  On  Mangyshlak  the  depths  of  Late 
Cretaceous  seas  during  the  accumulation  of  carbonate  Sedi- 
ments (measures  3-7;  see  Fig.  1)  were  even  smaller.  During 
some  time  intervals,  when  these  Sediments  have  been  accumu- 
lating,  phytal  conditions  existed.  For  instance,  in  the  Upper 
Maastrichtian  of  the  Aksyirtau  sequence  occur  forms  greatly 
reminding Turonian-Santonian  bioherms  of  Nonhern  France 
and  the  Maastrichtian-Danian  of  Denmark,  which 
W.  J.  Kennedy  and  P.  Juignet  (1974)  associate  with  the  vital 
activity  of  plants.  The  shallowness  of  Late  Cretaceous  basins 
on  Mangyshlak  is  indicated  by  the  presence  of  numerous 
hardgrounds  surfaces  formed  under  the  effect  of  strong  bot- 
tom  currents  in  shallow  waters. 


II. 


The  Late  Cretaceous  time  in  the  evolution  of  palaeogeogra- 
phic  conditions  on  the  face  of  the  Earth  is  connected  with  the 
expansion  of  the  general  smooth  eustatic  transgression,  which 
began  in  the  Albian  and  became  replaced  in  the  middle  of  the 
Maastrichtian  by  a  rapid  regression  also  of  a  eustatic  nature 
(Naidin  et  al.,  1980a,  b;  Sliter,  1977;  Vail  et  al.,  1977).  On 
the  general  background  of  eustasy  events  of  a  smaller  scale 
were  taking  place.  Part  of  them  has  apparently  also  been  de- 
termined by  eustatic  fluctuations  of  the  world  ocean  level  (re- 
gressions at  the  Coniacian-Santonian  boundary,  the  pre- 
Campanian  regression).  Another  part  (the  greatest  by  the 
number  of  manifestations)  has  been  determined  by  an  epeiro- 
genesis  (Fig.  2B). 

Into  this  scheme  nicely  fits  the  evolution  of  palaeogeogra- 
phy  in  Eastern  Precaspian  and  Mangyshlak. 

Among  the  large  regional  features  in  the  evolution  of  pa- 
laeogeographic  environments  of  the  Late  Cretaceous  in  the 
Precaspian  mention  should  be  made  of  the  absence  of  Upper 
Cenomanian  and  Lower  Turonian  depostits,  on  one  band,  the 
existence  of  rather  deep-sea  conditions  in  the  Late  Turonian, 


on  the  other  (Figs  1,  2B).  And  yet  in  many  regions  of  the 
World  (within  the  USSR  -  in  the  south-west  of  the  Russian 
Platform,  in  the  Crimea  and  Central  Asia)  in  the  Late  Ceno- 
manian and  Early  Turonian  there  has  been  a  definite  deepen- 
ing of  the  sea.  Among  other  places,  this  phenomenon  can  be 
boldly  traced  on  the  transgression  and  regression  diagrams  for 
Central  Asia  (Naidin  et  al.,  1980a,  Figs  4,  5).  J.  M.  Hancock 
on  the  basis  of  data  for  Western  Europe  and  E.  G.  Kauffman 
on  a  material  obtained  for  North  America  (Hancock,  1976; 
Hancock  &  Kauffman,  1979)  refer  one  of  the  major  Late 
Cretaceous  transgressions  to  the  Early  Turonian  and  associate 
with  the  Late  Turonian  a  substantial  Late  Cretaceous  regres- 
sion. According  to  R.  A.  Reyment  (1980)  in  Western  and 
Northern  Africa  an  extensive  transgression  began  in  the  Late 
Cenomanian  and  reached  its  maximum  in  the  Early  Turonian 
when  the  Transsaharan  basins  became  joined  up  in  these  re- 
gions of  Africa.  Very  important  are  data  on  the  southern  peri- 
phery  of  the  Baltic  shield  (Southern  Sweden),  according  to 
which  a  transgression  took  place  in  the  very  Late  Cenomanian 
(the  Actinocamax  plenus   time)  (Bergstrom  et  al.,   1973). 


110 


%iO-, 


Western    Intenor 
of  the  USA 


Areas   ofmanne    deposits 
of   Ruisian    Plalform 


Fig.  2.  A)  Fluctuations  of  the  ocean  level  during  the  Late  Cretaceous.  According  to  j.  M.  HANCOCK 
(1976, Fig.  l)andj.  M.  Hancock  and  E.  G.  Kauffman(1979,  Fig.  4).-B)  Relationsbetween  the  areaoc- 
cupied  presently  by  the  deposits  of  Upper  Cretaceous  stages  on  the  Russian  Platform  (in  %  of  the  total  Piat- 
form  area)  and  the  assumed  depths  of  Late  Cretaceous  basins  according  to  D.  P.  NaiDIN  et  al.  (1980a, 
Fig.  6).  -  C)  Generalized  curves  of  depth  fluctuations  in  Late  Cretaceous  seas  of  Eastern  Precaspian  and 
Mangyshiak. 


There  exist,  however,  quite  opposite  appraisals  of  the  evolu- 
tion  of  transgressions  and  regressions  at  the  Cenomanian-Tu- 
ronian  boundary.  So  G.  Ernst  and  F.  Schmid  (1979)  State 
that  a  interregional  (überregional,  i.  e.  most  extensive)  regres- 
sion  took  place  in  the  terminal  Cenomanian  (the  "Plenus  Re- 
gression"); in  South-Western  and  South-Eastern  Africa  an 
extremely  large  break  is  present  in  the  sequences  at  the  Upper 
Cenomanian-Lower  Turonian  boundary  (Forster,  1975; 
SiESSER,  1978),  i.  e.  in  the  same  way  as  in  Eastern  Precaspian 
and  in  many  other  parts  of  the  Russian  Platform. 

In  this  way  marked  differences  become  outlined  in  the  In- 
terpretation of  the  transgression-regression  evolution  during 
the  Late  Cenomanian-Turonian.  These  differences  way,  pos- 
sibly,  be  connected  with  the  differences  in  a  stratigraphic  refe- 
rence  of  transgressions  and  regressions.  So,  for  instance,  S. 
W.  Petters  (1980)  thinks  that  in  Western  Africa  the  transgres- 
sion  maximum  took  place  not  in  the  Early  Turonian,  as  sug- 
gested  by  R.  A.  Reyment,  but  in  the  Late  Turonian-Conia- 
cian.  But  it  might  be  that  there  are  also  deeper  reasons  for  it. 

Just  as  on  the  remaining  part  of  the  Platform,  there  is  a  most 
pronounced  transgressive  occurrence  in  the  Precaspian  of 
"Pteria  beds"  of  the  Campanian  base  -  an  Early  Campanian 
transgression. 

A  very  interesting  feature  in  the  evolution  of  the  palaeo- 
geography  of  the  Eastern  Precaspian  is  a  certain  sea  deepening 
at  the  very  end  of  the  Maastrichtian  (Fig.  1  -  diagram  for  Uil; 
Fig.  2B).  This  deepening  that  took  place  on  the  background 
of  a  general  eustatic  Late  Maastrichtian  regression  can  be  de- 
tected  by  the  plankton/benthos  ratio  (P/B).  The  deepening, 
apparently,  corresponds  a  brief  regional  transgression,  as  re- 


sult  of  which  the  Upper  Maastrichtian  deposits  on  the  Mu- 
godzhary  and  on  the  eastern  flanks  of  the  Urals  rest  directly 
on  Palaeozoic  deposits  and  even  on  Precambrian  rocks  (Nai- 
DiN  et  al.,  1980a). 

The  transgressive  occurence  of  constantly  younger  deposits 
of  the  Upper  Cretaceous  (including  the  Maastrichtian)  in 
moving  from  the  west  eastwards  in  the  Preurals  has  been 
recorded  by  P.  L.  Bezrukov  (1938).  In  the  Volga  region  the 
Lower  Maastrichtian  in  some  localities  rests  on  the  Albian. 
Cases  of  a  transgressive  occurrence  of  the  Maastrichtian  are 
known  in  Bulgaria  and  Italy.  However,  we  regard  all  these 
occurrences  only  as  complications  of  a  general  regression  at 
the  end  of  the  Late  Cretaceous. 

On  Mangyshiak  the  evolution  of  the  general  transgression 
in  the  Cenomanian  has  been  complicated  by  local  move- 
ments;  and  yet,  just  as  in  the  Precaspian  and  in  other  substan- 
tial  areas  of  the  Russian  Platform,  beginning  with  the  middle 
of  the  Cenomanian  and  throughout  nearly  the  entire  Late  Ce- 
nomanian there  has  been  a  predominance  in  this  region  of  re- 
gression conditions. 

A  very  important  feature  in  the  evolution  of  palaeogeogra- 
phy  on  Mangyshiak  during  the  Late  Cretaceous  was  the 
existence  in  the  early  Turonian  of  sufficiently  stable  marine 
conditions.  Despite  a  predominance  of  a  terrigenous  Sed- 
imentation (measure  II),  the  depths  of  the  Early  Turonian  ba- 
sin of  Mangyshiak  (estimated  by  the  P/B  ratio)  have  been 
greater  than  during  the  subsequent  ages,  when  carbonate  Se- 
diments have  been  accumulating.  In  this  way  by  the  tendency 
of  transgressions  and  regressions  evolution  Mangyshiak  du- 
ring the  Early  Turonian  approached  conditions  fixed  for  the 


111 


south-west  of  the  Platform,  the  Crimea,  Middle  Asia  and 
many  regions  beyond  the  boundaries  of  the  USSR  (Fig.  1). 

Beginning  with  the  Late  Turonian  and  to  the  beginning  of 
the  Late  Santonian,  owing  to  a  general  rise  of  the  world  ocean 
level  a  carbonate  regime  of  Sedimentation  gets  estabhshed  in 
the  area  (members  III  and  IV).  The  pecuharity  of  the  regime 
consisted  in  an  extensive  occurrence  of  CalcisphaeruHdae 
("spheric"  chalk).  Drastic  fluctuations  in  the  completeness  of 
the  sequences  and  in  the  thickness  of  separate  stratigraphic  le- 
vels  of  the  members  III  and  IV  indicate  an  unstable  tectonic  re- 
gime of  the  region. 

The  picture  substantially  changes  beginning  with  the  Late 
Santonian,  in  other  words,  since  the  beginning  of  the  accumu- 
lation  of  measure  V,  in  the  composition  of  which  there  is  a 
pronounced  predominance  of  chalk.  We  associate  the  change 
in  the  nature  of  Sedimentation,  firstly,  with  the  continued 
global  rise  of  the  sea  level  and,  secondly,  with  a  stabilization 
of  the  tectonic  regime  of  the  region.  A  combined  effect  of 
these  two  factors  resulted  in  a  general  equalization  of  local 
physico-geographical  environments,  which  led  to  an  accu- 
mulation  of  thick  measure  V.  The  sea  depths  somewhat  chan- 
ged  throughout  the  accumulation  time  of  the  measures.  At 
certain  moments,  when  thin  bentonite  bands  have  been  for- 
med,  the  depths  could  have  been  substantial,  which  is  demon- 
strated  by  a  sharp  reduction  in  the  number  and,  sometimes, 
even  a  complete  absence  of  foraminiferal  tests  (H.  Ernst, 
1978).  But  on  the  whole,  by  the  end  of  the  accumulation  of 
chalk  measures,  the  sea  depths  become  very  small,  which, 
among  other  things,  is  indicated  by  an  increase  in  the  number 


of  hardgrounds  surfaces.  We  see  no  contradiction  between 
the  assumed  by  us  genereal  eustatic  rise  of  the  ocean  level  and 
the  shallowing  of  the  Campanian  sea  on  Mangyshlak:  the 
shallowing  is  connected  with  a  filling  out  of  the  Mangyshlak 
sea  by  Sediments.  The  possibility  of  such  a  process  has  been 
discussed  previously  (Naidin  et  al.,  1980  a:  40;  Naidin  et  al., 
1980b:  386,  Fig.  10). 

In  this  way,  we  refer  the  beginning  of  the  transgression  du- 
ring  which  measures  V  have  been  accumulated,  to  the  Late 
Santonian.  This  coincides  with  the  data  of  G.  Ernst  and 
F.  ScHMiD  (1979),  who  distinguish  in  the  GFR  a  "Marsupites 
transgression"  (beds  with  Marsupites  occur  transgressively 
on  Lower  Turonian  deposits). 

An  amazingly  extenisve  -  cosmopolitan  -  ränge  of  Marsu- 
pites from  Australia  to  North  America  associated  with  a 
very-very  brief  time  interval  is  a  doubtless  proof  of  a  global 
nature  of  the  phenomenon:  this  has  been  a  moment  of  a  most 
pronounced  thalassocraty. 

All  the  transgressions  mentioned  have  been  eustatic.  Ho- 
wever,  we  think,  just  as  T.  Matsumoto  (1977),  that  there 
should  not  always  be  a  complete  synchroneity  of  regressions 
and  transgressions  and  particularly  of  their  maxima  in  diffe- 
rent  areas.  Worth  attention  is  the  explanation  by  N.  A.  Mör- 
NER  (1976)  of  "anomalous"  transgressions  embracing  one  re- 
gion, but  of  untraceable  in  other  regions  by  the  effect  of  a 
geoidal  eustasy. 

In  the  same  way  as  in  other  regions  of  the  world  fhe  Maa- 
strichtian  (organogene-detritic  measure  VI)  of  Mangyshlak 
has  been  a  time  of  regression. 


III. 


The  presence  of  numerous  discontinuities  of  a  varying  scale 
is  one  of  the  characteristic  features  of  Upper  Cretaceous  se- 
quences on  Mangyshlak  and  in  Eastern  Precaspian. 

An  analysis  of  the  size  of  gaps  is  of  great  importance  in  con- 
structing  diagrams  for  transgressions  and  regressions.  An  ap- 
praisal  of  the  scale  of  gaps  has  been  done  for  Upper  Cretace- 
ous strataof  Eastern  Precaspian.  Methodssuggestedby  A.  A. 
Saveljev  (1971)  have  been  used;  they  permit  to  appraise  and 
show  clearly  the  stratigraphic  scale  of  the  hiatus.  By  the  scale 
of  the  stratigraphic  hiatus  four  categories  of  gaps  have  been  di- 
stinguished  (Fig.  3). 

The  stratigraphically  large  pre-Upper  Turonin  break  tra- 
ceable  on  the  Platform,  which  determined  a  peculiar  evolu- 


tion  of  palaeogeographic  environments  at  the  Cenomanian- 
Turonian  boundary,  over  substantial  portions  of  the  Plat- 
form, reflected  the  effect  of  a  regional  factor.  At  the  same  time 
a  stratigraphically  minor  interval  between  the  Maastrichtian 
and  Danian  can  be  traced  all  over  the  world  and  is  associated 
with  the  effect  ofa  global  mechanism  (Naidin  et  al.,  1980  a,  b; 
Naidin,  1976). 

It  is  amazing  that  the  events  at  this  boundary  were  procee- 
ding  on  the  background  of  a  generally  one  cycle  of  carbonate 
sedimentogenesis.  E.  Voigt  (1981)  with  füll  justification  sta- 
ted  that  coccolite-bryozoan  limestones  in  the  Danian  of  Eu- 
rope  in  a  natural  way  complete  the  carbonate  cyclothem  of  the 
Late  Cretaceous. 


IV. 


Before  speaking  about  the  cUmatic  conditions  of  the  EPR 
during  the  Late  Cretaceous,  a  few  general  remarks  should  be 
made  on  the  palaeociimatic  reconstructions. 

The  main  factors  determining  a  climate  are:  1 )  the  intensity 
of  solar  radiation;  2)  the  concentration  of  carbon  dioxide 
(CO2)  in  the  atmosphere;  3)  the  land/sea  (ocean)  ratio.  Fluc- 
tuations of  these  three  factors  in  the  geological  past  are  the 


main  cause  of  global  changes  in  the  climate.  Other  factors  also 
affect  the  climate.  But  no  matter  how  enormous  they  might  be 
imagined  (possible  migrations  of  continents,  displacements  of 
the  poles,  etc.),  they  are  only  of  a  secondary,  regional  signifi- 
cance. 

The  effect  of  the  first  fundamental  factor,  i.  e.  the  effect  of 
the  sun  leads  to  the  origin  on  the  surface  of  the  globe  of  clima- 


112 


1 
n 

5 
4 

'//. 

5 

Fig.  3.     Types  of  gaps  by  the  scale  of  stratigraphic  hiatus  in  Upper 
Cretaceous  deposits  of  Eastern  Precaspian. 

The  interval  embraces  the  deposits  of :  1  —  Systems,  2  -  parts  of  Sy- 
stems, 3  -  stages,  4  -  substages,  5  -  deposits  are  absent. 
P-Permian;  P-T-Permo-Triassic;  Ji,  j2-Lower  and  Middle  Juras- 
sic;  Ja  -  Upper  Jurassic;  Lower  Cretaceous:  bs  -  Berriasian,  v  -  Va- 
langinian;  h  -  Hauterivian;  br  -  Barremian;  ap  -  Aptian;  alj,  ai,,  als  - 
Lower,  Middle  and  Upper  Aibian;  Upper  Cretaceous  —  see  caption 
of  Fig.  1. 


tic  belts.  Climatic  zonality  is  the  most  important  manifesta- 
tion  of  a  solar  climate.  Reconstructions  of  geological  changes 
in  the  climate  are  limited  f  irst  of  all  by  the  establishment  of  the 
climatic  zonality  of  the  past.  It  should  be  noted  that  in  mobili- 
stic  palaeoclimatic  constructions  it  is  not  the  climatic  zonality 
of  the  globe  that  is  reconstructed,  but  mainly  the  belonging  of 
a  certain  continent  to  this  particular  climatic  zone. 


We  have  certain  Information  on  the  changes  at  the  end  of 
the  Mesozoic  in  the  second  and  third  factors.  Let  us  begin 
with  the  third :  the  ratio  of  land  and  sea  expanses.  The  tremen- 
dous  eustatic  Late  Cretaceous  transgression,  which  lead  to  an 
expansionof  epicontinental  basins,  undoubtedly  resulted  also 
m  a  general  global  warmmg  up  as  compared  with  the  Early 
Cretaceous.  In  the  middle  of  the  Late  Cretaceous,  according 
to  lithological  data  and  the  data  of  isotope  palaeothermome- 
try  (Teiss  &  Naidin,  1973)  beyond  the  Polar  Circle  on  the 
70-75°  of  N.  Lat.  surface  temperatures  of  the  water  were 
1 5-1 7°  C.  A  global  regression  at  the  end  of  the  Cretaceous,  as 
result  of  which  the  area  of  the  land  increased  and  the  aquatoria 
shrank,  must  have  lead  to  a  drop  in  temperature. 

To  establish  the  effect  of  the  second  factor  is  much  more 
complicated.  The  original  source  of  carbon  dioxide  in  the  at- 
mosphere  is  the  volcanic  activity.  It  seems  that  researchers  ag- 
ree  on  this  point.  It  seems  that  after  the  papers  by  S.  Arrenius 
and  other  authors  at  the  end  of  last  Century  the  greenhouse  ef- 
fect on  the  degree  of  heating  of  the  atmosphere  is  not  denied 
by  anybody. 

M.  I.  BuDYKO  has  compiled  (1980,  Fig.  2-1;  1981,  Fig.  3) 
for  the  Phanerozoic  diagrams  of  changes  of  volcanic  activity 
and  CO2  concentration  in  the  atmosphere.  It  follows  from 
these  diagrams  that  first  of  all  there  has  been  a  certain  intensi- 
fication  of  volcanic  activity  during  the  Cretaceous  and  its  ob- 
vious  slackening  down  at  the  end  of  the  period,  which  lasted 
with  minor  variations  throughout  the  Cenozoic;  secondly,  an 
increase  in  CO2  concentration  in  the  Late  Cretaceous  and  a 
marked  decrease  in  this  concentration  (again  with  fluctia- 
tions)  during  the  Cenozoic.  In  this  way  these  data,  generelly 
speaking,  confirm  the  conclusion  derived  from  the  land/sea 
(ocean)  ratio  effect.  The  real  pattern  has  been  however  much 
more  complicated,  because  in  the  System  atmosphere  -  land- 
sea  (ocean),  the  State  of  which  actually  determines  the  what 
we  call  the  climate,  the  CO2  content  is  controUed  by  a  num- 
ber  of  factors.  The  most  important  of  them,  undoubtedly,  is 
the  photosynthetizing  activity  of  the  plants. 

An  expansion  of  angiosperms  began  at  the  end  of  the  Early 
Cretaceous  epoch  on  land  and  at  the  same  time  (or  maybe  so- 
mewhat  later  -  in  the  Cenomanian)  a  phytoplankton  "burst" 
began  in  the  oceans.  Obviously  a  sharp  increase  in  the  number 
and  mass  of  CO2  consumers  must  have  meant  its  high  concen- 
trations.  It  is  true  that  an  opposite  opinion  is  also  put  forth. 
M.  I.  GoLENKiN  and  Yu.  V.  Teslenko  (see  Vakhrameev, 
1978:  10)  associate  the  replacement  of  a  predominance  of 
gymnosperms  by  angiosperms  at  the  end  of  the  Early  Creta- 
ceous with  a  decrease  of  the  COi  amount  in  the  atmosphere. 

Directly  related  to  the  problem  of  transgressions  and  re- 
gressions  is  the  establishment  of  the  role  of  phytoplankton 
and  the  terrestrial  flora  in  regulating  the  CO2  content.  When 
more  CO2  had  been  consumed  (and,  consequently  entered 
the  deposits):  during  the  periods  of  regression  (which  means 
mainly  by  a  terrestrial  flora)  or  during  transgressions  (and, 
consequently,  predominantly  by  a  marine  flora)? 

For  the  time  being  there  is  no  satisfactory  answer  to  this 
question.  D.  M.  McLean  (1978a)  assumes  that  a  leading  role 
in  combining  the  atmospheric  carbon  dioxide  belongs  to  the 
terrestrial  flora.  That  is  why  in  his  opinion  to  the  epochs  of  re- 
gression corresponds  a  decrease  in  the  CO2  content  in  the  at- 
mosphere, whereas  the  epochs  of  transgressions  are  characte- 


113 


rized  by  higher  CO2  concentrations,  which  differs  from  the 
accepted  views  on  the  leading  role  of  phytoplanton  in  the  con- 
sumption  of  CO2  from  the  atmosphere.  In  this  case,  if  we  re- 
member  the  greenhouse  effect,  at  an  expansion  of  terrestrial 
areas  a  refrigeration  should  take  place  whill  a  warming  up  oc- 
curs  during  transgressions. 

The  papers  by  D.  M.  McLean  (1978a,  b)  contain  quite  an 
extensive  bibUography  on  this  problem.  Here  we  are  going  to 
present  briefly  cur  variant  for  the  evolution  of  the  CO2  con- 
tent and  the  effect  of  this  process  on  the  evolution  of  the  cli- 
mate  at  the  end  of  the  Mesozoic. 

The  supply  of  the  volcanic  carbon  dioxide  in  geosynclines 
during  the  Cretaceous  has,  apparently,  been  substantial.  Even 
in  the  white  chalk  sequences  -  a  most  characteristic  formation 
of  the  EPR  and,  as  it  would  seem,  a  very  distant  one  from  vol- 
canic manifestations  -  bands  of  bentonite  are  quite  usual  as 
well  as  various  forms  of  "camouflaged  volcanic  material" 
(MuRAVjEV,  1976). 

An  increase  in  the  amount  of  CO2  lead,  on  one  band,  to  a 
rapid  development  at  the  end  of  the  Early  Cretaceous  -  the 
beginning  of  Late  Cretaceous  of  its  consumers  -  terrestrial 
and  marine  plants,  and,  on  the  other  band,  to  a  general  war- 
ming up  throughout  the  greater  part  of  the  Late  Cretaceous, 
which  happened  on  the  background  of  a  progressing  trans- 
gression.  The  absorption  of  CO2  by  plants  and  a  decrease  in 
the  supply  of  a  volcanic  carbon  dioxide  resulted  in  a  cooling  of 
the  atmosphere  and  of  the  surface  waters  in  sea  basins,  this,  in 
its  turn,  increasing  the  solubility  of  CO2  in  the  water  and, 
correspondingly,  a  rise  of  the  CCD  level.  All  this  together 
with  a  developing  regression  meant  a  "deterioration"  of  the 


climate,  that  began,  apparently,  during  the  Early  Maastrich- 
tian  and  reached  its  maximum  at  the  beginning  of  theDanian. 

The  development  of  the  vegetable  cover  of  the  Earth  de- 
pending  upon  the  land/sea  (ocean)  ratio  and  upon  the  CO2 
content  -  is  a  self-regulating  process,  operatLng  according  to 
the  biospheric  homeostate  principle  (Barinov,  1972).  In  a 
more  general  form  the  ratio  land/sea  (ocean),  atmosphere  and 
terrestrial  Vegetation  obey  mechanisms  of  autocorrelation 
(FUNNEL,  1981). 

And  now  about  the  climatic  conditions  in  EPR  during  the 
Late  Cretaceous.  The  sea  basins  of  EPR  belonged  to  the  sou- 
thern  part  of  a  wide  warm  climatic  belt.  In  the  middle  of  the 
Late  Cretaceous,  when  the  aquatoria  have  been  at  their  lar- 
gest,  the  temperatures  of  sea  water  were  higher  than  during 
the  Early  Cretaceous.  According  to  micropalaeontological 
(Bettenstaedt,  1962;  Wicher,  1953),  macropalaeontological 
(Jeletzky,  1951)  data,  as  well  as  by  the  dispersal  of  Coccoli- 
thophoridae  (Reinhardt,  1973)  and  the  data  of  isotope  palae- 
othermometry  (Teiss  &  Naidin,  1973)  a  slight  drop  in  tempe- 
rature  took  place  in  the  Early  Maastrichtian.  This  fits  the  ab- 
ove  quoted  scheme  of  the  colder  spells  at  the  end  of  the  Creta- 
ceous period.  However,  undoubtedly,  the  process  has  been 
much  more  complicated  -  the  refrigeration  has  not  been  uni- 
form, which  is  indicated  by  somewhat  higher  temperatures 
(as  compared  with  the  Early  Maastrichtian)  recorded  accor- 
ding to  the  Late  Maastrichtian  fauna.  It  is  possible  that  the 
Late  Maastrichtian  warming  up  is  associaied  with  the  peculia- 
rities  of  the  Late  Maastrichtian  palaeogeography  mentioned 
higher  up.  Relatively  sharp  transient  temperature  fluctuations 
may  have  occured  at  the  Maastrichtian-Danian  boundary 
(Naidin,  1976a:  201). 


V. 


The  dispersal  of  organisms,  their  taxonomic  diversity  du- 
ring the  Late  Cretaceous  in  a  general  scheme  corresponds  the 
Suggestion  by  E.  Voigt  (1964)  that:  thermophile  organisms 
have  been  most  abundant  in  the  Cenomanian  and  Late  Maa- 
strichtian; during  these  time  inervals  the  taxonomic  variety 
has  been,  correspondingly,  the  greatest.  Such  a  conclusion 
hardly  reflects  a  direct  effect  of  the  temperature  f  actor.  Simply 
in  the  Cenomanian  and  Late  Maastrichtian  there  have  been 
extensive  shallow-water  portions  of  the  seas  subjected  to  a 
good  heating. 

The  variety  of  planktonic  and  benthic  organisms  is  affected 
differently  by  transgressions  and  regressions.  It  is,  probably, 
possible  to  agree  the  concepts  of  A.  G.  Fischer  and  M.  A. 
Arthur  (1977)  that  the  Late  Cretaceous  owing  to  an  eustatic 
rise  of  the  ocean  level  (which  reasulted  in  an  expansion  of  the 
aquatoria  of  epicontinental  seas,  including  the  sea  of  the  Piat- 
form),  represented  a  polytaxic  episode  in  the  biota  evolution 
of  the  pelagic  zone. 

Polytaxic  32  -  million  -  year  intervals  were  separated  from 
each  other  by  shorter  oligotaxic  episodes.  The  Late  Cretace- 
ous polytaxic  episode  began  in  the  Turonian  (94  million  years 
ago)  and  ended  at  the  end  of  the  Maastrichtian  (62  million 
years),  which  nearly  ideally  coincides  with  accumulation  ma- 
ximum of  an  extremely  peculiar  formation  of  epicontinental 


seas  of  the  EPR  -  white  chalk,  the  accumulation  of  which  re- 
flects a  maximum  in  the  abundance  of  the  phytoplankton. 

In  the  light  of  the  problem  on  the  establishment  of  the  role 
of  terrestrial  and  marine  plants  in  the  CO2  balance  of  the  at- 
mosphere refered  to  in  section  IV  of  this  paper,  it  is  most  im- 
portant  to  correlate  events  that  took  place  in  the  oceans  with 
those  that  occurred  on  land.  Material  available  for  the  land 
shows  that  a  rearrangement  of  the  vegetable  kingdom  and  a 
very  drastic  change  in  the  evolution  of  insects  took  place  at  the 
end  of  the  Aptian  -  in  the  Albian  -  maybe  during  the  begin- 
ning of  the  Cenomanina  (Zherikhin,  1978).  A  determining 
role  in  the  organic  world  does  not  belong  to  the  largest  but 
most  numerous  organisms  that  have  the  greatest  biomass 
(Rodendorf  &  Zherikhin,  1974:  87).  In  the  ocean  such  orga- 
nisms were  planktonic  forms,  while  on  the  land  -  invertebra- 
tes,  first  of  all  insects.  It  seems  that  times  of  biota  rearrange- 
ments  (in  the  oceans  oligotaxic  episodes  according  to  Fischer 
and  Arthur)  of  the  and  and  sea  in  general  have  been  more 
lengthy.  By  such  stages  of  major  biogeocenosis  changes  was 
limited  on  the  whole  the  Late  Cretaceous  (nearly  exactly  cor- 
responding  the  polytaxic  episode  94-62  million  years  of 
Fischer  and  Arthur):  the  Albian  (maybe  the  end  of  the  Ap- 
tian) -  nearly  the  entire  Cenomanian  to  its  beginning  and  the 
end  of  the  Maastrichtian  -  the  beginning  of  the  Danian  -  after 
it. 


114 


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115 


Zitteliana 

10 

115-121 

München,  I.Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

A  preliminary  study  of  the  Upper  Cretaceous  of  the  Western 
Tarim  Basin  (South  Xinjiang,  China)  with  special  reference  to  its 

transgressions 


By 

YANG  HENG-REN,  TANG  TIAN-FU,  LAN  XIU,  HU  LAN-YING,  YU  CONG-LIU,  ZHANG  YI-YONG, 

ZHONG  SHI-LAN=' )  &  WEI JING-MING'- =■) 

With  2  text  figures  and  1  plate 


ABSTRACT 


Western  Tarim  Basin,  S.  Xinjiang  is  one  of  the  most  impor- 
tant  regions  for  study  of  marine  Cretaceous  in  China.  The 
Upper  Cretaceous  strata  are  widespread  and  well  developed 
with  about  500  m  thickness.  They  are  composed  of  two 
transgression  cycles  and  contain  a  great  variety  of  fossils, 
more  than  ten  groups  in  total. 


The  Late  Cretaceous  faunal  assemblages  in  this  area  belong 
to  the  Eastern  Mediterranean  Subprovince  of  Tethyan  Realm. 
On  the  whole,  they  show  the  same  features  as  those  in  the 
Central  Asia  of  USSR.  The  seawater  from  Tethys  sea  having 
in vaded  at  least  twice  eastward  the  Taj  ik  Basin  in  Central  Asia 
of  USSR  entered  into  the  Western  Tarim  Basin  by  way  east- 
ward of  the  Alai  mountain  Valley. 


KURZFASSUNG 


Das  Tarim  Becken  in  Süd-Xinjiang  (NW-China)  ist  eines 
der  wichtigsten  Gebiete  zur  Untersuchung  der  marinen 
Kreide  Westchinas.  Die  Oberkreide  ist  weitflächig  aufge- 
schlossen und  erreicht  500  m  Mächtigkeit.  Die  Abfolge  zeigt 
2  Transgressions-Zyklen  und  enthält  eine  reiche  Fauna  mit 
Vertretern  aus  mehr  als  10  Gruppen.  Die  Oberkreide  Fau- 
nen-Vergesellschaftungen gehören  paläobiogeographisch  zur 


Ostmediterranen  Subprovinz  der  Tethys;  sie  zeigen  große 
Ähnlichkeit  zu  gleichalten  Ablagerungen  im  zentralasiati- 
schen Teil  der  USSR.  Das  Meer  aus  der  Tethys  griff  minde- 
stens zweimal  ostwärts  über  das  Tajik  Becken  (Zentralasien, 
USSR)  hinaus  und  gelangte  nach  Osten  über  die  Alai-Ge- 
birgs-Furche  bis  in  das  westliche  Tarim  Becken. 


INTRODUCTION 


Situated  in  Northwestern  China  the  Western  Tarim  Basin  is 
one  of  the  most  important  regions  for  the  study  of  marine 
Cretaceous  strata  in  China,  where  the  Upper  Cretaceous  is 
widespread  and  dominated  by  marine  Sediments.  Over  the 
past  two  decades,  various  prospecting  teams  from  the  petro- 
geological  departments  have  made  contributions  to  the  Classi- 
fication and  correlation  of  the  Upper  Cretaceous,  establish- 


*)  Institute   of   Geology   and   Palaeontology,    Academia   Sinica, 

Chi-Ming-Ssu,  Nanjing,  China; 
'"'■)  Exploration  and  Development  Research  Institute,  Xinjiang  Pe- 
troleum Administration,  Urumchi,  China. 


ment  stratigraphical  and  paleontological  sequences,  naming 
formations  and  looking  into  the  problem  of  transgressions. 

According  to  previous  authors,  the  Upper  Cretaceous  con- 
sists  ascendingly  of  such  formations  as  Kukebai,  Wuyitake, 
Yigeziya  and  Tuyilouke,  characterized  mainly  by  terrigenous 
clasts,  carbonate  rocks  and  evaporites,  in  association  with 
plenty  of  bivales,  ostracods,  foraminifera,  gastropods,  serpu- 
loidea,  ammonites,  echinoids,  brachiopods,  bryozoans,  di- 
noflagellates,  calcareous  algae  and  sporo-poUen,  some  of 
which,  however,  have  not  yet  been  studied.  The  Kukebai 
Formation  yields  fossils  in  great  abundance,  and  the  Yigeziya 
Formation  comes  next.  In  the  Wuyitake  Formation  occurs 


116 


sporo-poUen,  while  in  the  Tuyilouke  Formation  appear  only 
fragmentary  remains.  As  a  result  of  cur  study,  it  is  suggested 
that  the  ages  of  the  above  foimations  are  Cenomanian,  Turo- 
nian,  Turonian-Senonian,  Senonian-Maastrichtian  and  Maa- 
strichtian  respectively. 


This  paper  was  the  results  from  a  field  investigation  during 
the  Summer  of  1 980  in  such  counties  as  Ulugqat,  Yengisar  and 
Yarkant  m  southern  Xinjiang  (Fig.  1 ).  Here  is  a  brief  account 
of  the  Upper  Cretaceous  biotic  aspects  as  well  as  its  trans- 
gresions. 


STRATIGRAPHY 


^      \ 

vJ 

Wuqia  (  Uluqqot ) 

"              ^XkosH 

~"\^ 

/--'-'^iKaif 

gar) 

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oYengisor 

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1 

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0                   60 

uom 

\ 

Ho+a 

n    h. 

Fig.  1.     Locationof  study  area  in  Western  Tarim 
Basin,  S.  Xinjiang. 


In  W  Tarim  Basin,  the  Upper  Cretaceous  is  widely  distri- 
buted  along  the  foot  of  southern  Mt.  Tianshan  and  Mt.  Kun- 
lun.  The  strata,  about  500  m  thick,  are  well  exposed  and  di- 
stinct  in  sequence.  Generally,  there  is  an  extensive  spread  of 
fossil  groups  with  a  remarkable  vertical  Variation. 

Based  on  lithology  and  fossils,  the  Upper  Cretaceous  may 
be  divided  into  four  formations,  commonly  conformable 
with  each  other.  The  stratigraphical  sequence  in  ascending 
Order  is  as  foUows: 

Kukebai  Formation.  This  formation  conformably 
overlies  the  Continental  Lower  Cretaceous  Kezelesu  Group, 
which  may  be  subdivided  into  two  members. 

Lower  Member:  This  member,  93,61  m  thick,  may  be  sub- 
divided into  four  parts:  grey  whitish  fine  sandstones  at  the 
base,  variegated  silty  mud  stones,  mud  stones  intercalated 
with  dolomites  and  gypsums  in  the  lower  part;  grey  biomicri- 
tes  in  the  middle  and  dark  grey  mud  stones  intercalated  with 
dolomites  in  the  upper.  Atthe  very  base  an  imprint  of  marine 
bivales  Anadara  was  found  for  the  first  time.  In  the  middle 
and  upper  part  there  occur  abundant  fossils,  including  fora- 
minifers  Orientalia  exilis  Bykova,  etc.,  commonly  known 
from  the  Cenomanian  in  Central  Asia  of  USSR.;  bivalves 
Rhynchostreon  and  Planocaprlna  (Akeche  section)  etc., 
known  from  the  Cenomanian-Turonian  in  Asia,  Europe  and 
America,  and  from  the  Albian-Cenomanian  in  Mexico  and 
other  countries  respectively;  ostracods   "Cytherettinella", 


etc.,  known  from  the  Cenomanian-Turonian  in  Central 
Asia,  USSR;  dinoflagellates  Cydonephelium  vanophorum 
Davey,  etc.,  known  mainly  from  the  Cenomanian  in  Britain 
and  Canada.  Besides,  the  rieh  sporo-pollen  characterized  by 
the  Interulobites-Taurocusporites  assemblage,  which  is  chief- 
ly  composed  of  Schizaeoisporites  spp.,  Interulobites  spp., 
and  Taurocusporttes  spp.,  and  is  especially  predominated  by 
Pteridophyta  most  probably  of  Cenomanian  age.  The  age  of 
the  above-mentioned  fossils  tends  to  be  Cenomanian  and, 
consequently,  the  Lower  Member  of  the  Kukebai  Formation 
is  regarded  as  the  Cenomanian. 

Upper  Member:  On  the  basis  of  the  lithofacies  and  biotic 
assemblages,  this  member,  attaining  a  total  thickness  of 
83,87  m,  is  subdivisible  into  two  parts.  The  lower  part  con- 
sists  of  grey  Osfrea-limestones,  while  the  upper  part  is  com- 
posed of  dark  grey  mud  stones  intercalated  with  biomicrites, 
yielding  very  abundant  fossils,  some  of  which  such  as  ammo- 
nites,  gastropods,  etc.,  are  present  only  in  a  few  beds.  The  bi- 
valves in  the  lower  part  are  represented  mainly  by  Ostrea  de- 
lettrei  Coquand,  forming  a  coquina  bed,  known  from  the 
Turonian  in  Central  Asia,  decreasing  upward  in  numbers  and 
replaced  by  plenty  Trigonia  (Korobokovitrigonia) ,  Trigonar- 
Cd,  etc.,  the  former  being  found  from  Barremian-Turonian  in 
Central  Asia,  Algeria,  Spain  and  other  countries,  while  the 
latter  from  the  Upper  Cretaceous  in  India,  Africa,  Europe 
and  America  respectively.  The  ammonites  represented  here 
by  Thomasites  occurs  widely  in  the  beds  of  Tethyan  region 
generally  thought  to  be  early  Turonian,  with  records  from 
Algeria,  Egypt,  Lebanon,  Syria,  Spain,  southeastern  France, 
Nigeria  and  Turkestan.  The  ostracods  assemblage  containing 
Schuleridea  atraxa  Mandelstam  et  Andreev,  "Cytherettinel- 
la" mandebtami  Andkeev,  Alatacy there  turonica  (Mandel- 
stam), "Tetisocypris"  proceraformis  (Mandelstam),  "Bron- 
steiniana"  sp.,  etc.,  known  from  Turonian  in  Central  Asia  of 
USSR.,  also  shows  similarities  to  those  in  Egypt  and  other 
coastalMediterranean  countries.  Gastropods  such  AsHelicau- 
lax  securifera  (Forb.)  is  found  from  the  Cenomanian-Turo- 
nian in  India.  Dinoflagellates  Odontochitina  operculata 
(Wetzel),  is  known  as  the  zonal  fossil  from  Campanian  in  E 
Canada  and  Texas  of  USA.  Sporo-pollen  characterized  by 
Trisolissporites-Cranwellia  assemblage  contains  mainly  Schi- 
zaeoisporites spp.  and  Trisolissporites  spp.,  etc.,  in  which  the 
quantity  and  species  of  Angiosperm  were  on  the  increase, 
suggesting  an  age  of  Turonian.  Judging  from  ammonites  and 
other  fossils,  it  is  preferable  to  assign  the  Upper  Member  of 
Kukebai  Formation  to  the  Turonian  age. 

Wuyitake  Formation:  This  formation,  87,1 1  m  thick, 
may  be  subdivided  mto  four  parts :  grey  greenish,  dark  brown 
argillaceous  siltstones  and  silty  mud  stones  intercalated  with 
thin-and  thick-bedded  gypsums  in  the  lower  part;  white 


117 


t    h 


q  y 


M  a 


F  o  s  s 


Transgression 
—  Regression 


„j^y^v^„._riij    Bp;,„n    reddish  sandstones-conglo- 
merat-es    and    sandstones    intercala- 
ted    wr+h    gypsums 


U 


tn 
0 
o 

5 


c 
o 

c 
o 

c 

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0 

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11 

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15 


i^z 


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-L?- 


y     / 


o 


je 
o 

-t- 

>» 

5 


Brown    reddish  ,  gre_y    limes+ones 


Pink   limestones    in  +  ercalated  with 
rudist      limestones 


Biradiahfes   bo/djuanensis ,   Oscuhgera 
Paijenborchella    cf.   asiaiica  . 
"Bronsi'&inianci      sp. 


Pi  nk    i  I  mestones 


Grey    grey  greemsh  limestones, 
dolomites    and    rudist      lime- 
stones  mtercalated    with   grey 
greemsh    mud    stones 


Vaneqated    siltstones 


MMKHXJtAMMflflg 


Dark    purple    mud   stones   intercala- 
ted    with   gypsums 


White    thick    bedded   gypsums 


Grey   greenrsh  ,dark  brown  argilla- 
ceous   siltstones  and   silty    mud 
stones  intercglgted    with  gypsums 


Schizaeoisporiies  spp  .,  Senega/ospor/7es 
spp.,  L^godium   cf.  obsoiefum ,  Xinjiang- 
pollis   spp. 


Dark   grey  mud   stones   intercala- 
ted    with    limestones 


1-1  T 


^^T^ 


-  I  -  I 


I?: 


Grey   ostreo   limestones 


-    -/ 


Dark  grey    mud    stones    intercala- 
ted    with   dolomites 


^^ 


T^^ 


~n^T 


J^  T       Grey    I ime stones 


^TIT  lllTP-TT- 


l/ariegated  Silty  mud  stones, 
mud  stones  intercalated  with 
dolomites    and    gypsums 


Osti^Ba  delefirei ,  Trigoma  ikorobokovitrigonia), 

Trigonarca 

Uvigermammina  jankoi 

Schu/eridea    aAraxa  ,  Alafacyfhere  furonica  . 

'  C'jtherefhnella  "  mandelstarni 

Jhomasifes   koulabicus ,  P/acenficeras  placenta 

Helicaulax   securifera  .  ßilhfusus   steliczkai, 

Gyrodes    teneltus 

Odonfochifina   opercu/afa ,  Pferospermella 

sp. 

Schizaeoisponfes   spp. ^Trisolissponfes  spp.^ 

Zlivisporis    5pp._,  üabonisponfes  spp., 

Jugella    spp.,  Cranwelha     spp. 


Rhyncosfrean  ,  Planocarprina  ,  Anadara 

Orienfalia  ex.ilis,  Placopsilma  ,Haplophrag- 

nium  luekei 

'^Cyfherefiinella"  ^p. ,  Alafacy^here  sp. 

Cyclonephehum    vannophorum .  SubtHisphaera 

sp, 

Schizaeoisponfes   spp. ,Inferu/obife5  spp.^ 

Taurocusporifes   spp.,  CIcatr/cosispor/fes 

spp.,  Tricolpites    sp. 


Legend 


E 


^ 


[^Z, 


Sand-       Siltstone      Sandsfone    Silty  mud    Arqilloceous   Mud  stone      Reef  Bioclostic     Dolomite     Gypsum     Binds  eye       Pellet 

stone  -Congio-        stone        siltstone  limestone     limestone  structure 

merate 

M  A Manne    strata  NM  Nonmarine    st  rata 

Fig.  2.     Schematic  Stratigraphy  of  the  Upper  Cretaceous  in  Ulugqat  and  Yengisar  districts,  S.  Xinjiang. 


118 


thick-bedded  gypsums  in  the  middle;  dark  purple  mud  stones 
intercalated  with  gypsums  in  the  upper  and  variegated  siltsto- 
nes  at  the  top.  So  far  only  sporo-poUen  has  been  found  in  the 
lower  part,  consisting  mainly  of  Schizaeoisporites  spp. ,  Sene- 
galspontes sp.  and  Lygodium  cf.  ohsoletum,  in  which  the 
Pteridophyta  is  predominant,  bearing  the  same  assemblage  as 
that  of  the  Upper  Meniber  of  Kukebai  Formation.  However, 
the  Angiosperm  becomes  even  more  abundant  both  m  quan- 
tity  and  in  species,  its  age  still  belonging  to  Turonian.  Taken 
into  account  the  sporo-pollen  in  the  lower  part  as  well  as  the 
age  of  the  overlying  Yigeziya  Formation,  the  Wuyitake  For- 
mation seems  to  belong  to  Turonian-Senonian. 

Yigeziya  Formation:  According  to  the  lithological 
characters,  this  formation,  with  a  total  thickness  of  162  m, 
may  be  subdivided  into  four  parts:  grey,  grey  greenish  bio- 
clast-bearing  micrites,  calcareous  microcrystalline  dolostones 
bearing  bioclasts  and  rudist  limestones  intercalated  with  grey 
greenish  mud  stones  in  the  lower  part;  pink  bioclast-bearing 
micrites  in  the  middle;  pink  forams-bearing  micrites  with 
birds  eye  structure  intercalated  with  a  few  reddish  limestones 


in  the  upper  and  brown  reddish,  grey  bioclast-bearing  micri- 
tes at  the  top.  The  rudists  mainly  found  in  the  lower  and  upper 
parts,  carry  Osculigera  and  Biradiolites  boldjuanensis  Bob- 
KOVA,  the  former  being  known  to  exist  from  the  Senonia-Maa- 
strichtian  in  Iran,  while  the  latter  from  the  Maastrichtian  in 
Central  Asia  of  USSR.  Ostracods  such  as  Paijenborchella  cf. 
asiaticci  Andreev  in  the  lower  part  was  originally  reported 
from  the  Campanian-Maastrichtian  in  Central  Asia,  USSR. 
Based  on  the  bivales  and  ostracods,  this  formation  may  be- 
long to  the  Senonian-Maastrichtian  age. 

Tuyilouke  Formation:  This  formation,  about  80  m 
thick,  is  disconformably  or  unconformably  overlain  by  the 
Paleocene  Aertashi  Formation.  It  consists  of  brown  reddish 
sandstones-conglomerates  and  fine  to  medium-grained  sand- 
stones  intercalated  with  gypsums,  with  a  few  fragments  of  fo- 
raminifers,  bryozoans,  echinoids  and  gastropods.  From  the 
ages  of  the  underlying  and  overlying  formations,  the  Tuyi- 
louke Formation  may  be  presumably  assigned  to  the  Maa- 
strichtian age. 


TRANSGRESSIONS  AND  REGRESSIONS 


Based  on  the  characteristics  of  the  depositional  formation 
of  strata,  lithology  and  fossils  (fig.  2),  the  Upper  Cretaceous 
is  divided  into  two  cycles  of  transgressions-regressions:  the 
first  cycle  ranging  from  the  Kukebai  Formation  to  the  Wuyi- 
take Formation,  and  the  second  from  the  Yigeziya  Formation 
to  the  Tuyilouke  Formation. 

In  the  first  cycle  the  base  of  Kukebai  Formation  consists 
mainly  of  terrestrial  deposits  along  with  some  gypsums  and  a 
few  marine  beds,  indicating  the  beginning  of  transgression, 
then  foUowed  by  grey  biomicrites  -  dark  grey  mud  stones  - 
grey  Osfrea- limestones  -  dark  grey  mudstones,  representing 
the  main  phase  of  the  transgression.  The  fossils  contained  in 
the  formation  are  dominated  by  benthonic  and  some  plankto- 
nic  faunas,  such  as  ostrea,  bryozoans,  serpuloidea  and  am- 
monites,  a  fact  which  suggests  that  the  depth  of  seawater  os- 
cillated  between  the  shoal  and  the  basinal  gulf  of  shallow  sea. 
In  the  Wuyitake  Formation  there  are  variegated  sandstones 
and  mud  stones  intercalated  with  several  gypsum  beds,  reflec- 
ting  an  accumulation  mainly  in  a  lagoonal  environment  as  a 
result  of  regressions.  Results  of  sporo-pollen  analysis  show 
that  the  first  cycle  was  deposited  under  tropical  and  subtropi- 
cal  conditions,  while  the  presence  of  gypsums  at  the  early  and 
later  stages  was  attributed  to  an  arid  climatic  condition. 

The  second  cycle  differs  somewhat  from  the  first  cycle  in 
being  presented  by  transgression  carbonate  rocks  of  the  Yige- 
ziya Formation,  which  consist  of  grey  biomicrites  and  rudist 
limestones  intercalated  with  a  few  mud  stones,  showing  that 
the  transgression  had  reached  its  peak.  The  continuation  of 
transgression  and  the  shallowing  of  depositional  environment 
is  evidenced  by  pink  biomicrites  and  pellet  micrites,  wherein 


the  birds  eye  structures  and  some  rudist  limestones  sometimes 
occur,  indicating  a  rather  shallow-water  environment  under 
upper  subtidal  to  intertidal  condition,  occasionally  restricted 
to  the  subtidal  ränge,  that  is  to  say  the  seawater  starting  to  re- 
treat.  The  Tuyilouke  Formation  consists  of  brown  reddish 
sandstones  -  conglomerates  and  bioclast  -  bearing  micrites  in- 
tercalated with  gypsums,  carrying  fragments  of  foraminifers, 
etc.,  indicating  the  beginning  of  regressive  stage,  presumably 
to  be  deposited  under  rather  hot  and  arid  tropical  environ- 
ments. 

From  the  foregoing,  it  is  clear  that  after  a  long  period  of 
Continental  deposition  in  Jurassic  and  Early  Cretaceous,  there 
were  twice  moderate  transgressions  in  this  region,  one  ran- 
ging from  Cenomanian  to  Turonian,  the  other  from  Senonian 
to  Maastrichtian.  The  seawater  from  the  Tethys  having  inva- 
ded  eastward  theTajik  Basin  in  Central  Asia  of  USSR  entered 
into  the  depression  between  southern  Mt.  Tianshan  and  Mt. 
Kunlun  of  China  by  way  eastward  of  the  Alai  mountain  Val- 
ley, extending  eastward  again  to  the  east  of  Ulugqat,  turning 
to  the  southeast  and  reaching  finally  to  southeastern  Guma, 
formin  g  a  long  and  narrow  shallow  gulf. 

In  W  Tarim  Basin,  the  Late  Cretaceous  transgressive-re- 
gressive  pattem  chart  indicates  that  T7  (Global  transgressive 
[eustatic]  peak  terms  of  Hancok  and  Kauffman,  1979)  Stands 
for  the  regression,  whilst  T6,  T8  and  T9  the  peak  of  transgres- 
sion. These  figures  are  approximately  in  coincidance  with 
those  in  Kauffman  (1981)  NE  and  NW  China  chart,  but  ra- 
ther differ  from  those  in  the  Global  and  S-Tibet  ones  in  which 
T7  represents  a  transgressive  peak,  while  T8  and  T9  refer  to 
two  minor  transgressive  peaks. 


119 


CONCLUSIONS 


1 .  On  the  whole,  the  Upper  Cretaceous  faunal  assemblages 
(see  pl.  1 )  in  this  region  show  the  same  features  as  those  in  cen- 
tral Asia  of  USSR.  They  are  mainly  endemic  in  forms,  belon- 
ging  to  the  Eastem  Mediterranean  Subprovince  of  Tethyan 
Realm,  differing,  however,  from  that  of  the  Southern  Tibetan 
Subprovince. 

2.  During  the  Late  Cretaceous  the  seawater  from  the  Te- 
thyan sea  having  invaded  eastward  the  Central  Asian  region  of 
USSR  entered  seperately  into  the  western  Tarim  Basin  by  way 
of  the  Alai  mountain  valley,  forming  a  gulf  of  shallow  sea, 
which  was  the  easternmost  locahty  of  the  Tethys  in  S.  Xin- 
jiang  and  which  was  twice  undergone  transgressions  and  re- 
gressions  differing  somewhat  from  those  of  the  global  events 
in  the  late  Cretaceous  period. 


ACKNOWLEDGEMENTS 

The  writers  wish  to  express  their  sincere  thanks  to  Profs.  Mu  En- 
ZHI  and  HOU  YOU-TANG  for  their  critical  reading  of  manuscript. 
They  much  indebted  to  He  Cheng-QUAN,  Pan  Hua-ZHANG  and  He 
GuO-XIONG  for  identifying  some  fossil  groups,  as  well  as  XUE  YaO- 
SONG  for  designation  a  part  of  rock  names  and  some  Information  on 
the  depositional  environment.  Particularly  thanks  are  due  to  Mr. 
Zou  Zhi-XUE  for  correcting  the  English  manuscript.  Finally ,  the  wri- 
ters are  grateful  to  those  in  the  technological  department  of  this  Insti- 
tute for  taking  photographs  of  the  specimens,  and  drawing  maps  and 
Charts  etc. 


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Plate  I 
The  biotic  assemblages  of  the  Upper  Cretaceous  of  the  Wetsern  Tarim  basin,  Xinjiang. 

The  Lower  Member  of  Kukebai  Formation: 

1-  2.  Anadara  sp. 

3.  Placopsilina  cenomana  D'ORBlGlvfY 

4.  Onentaliaexilii  BykOVA 

5.  Cydonepheliiim  vanophoriim  Davey 
6-  7.  Tauroscusporites  spp. 

8-10.  Interulobites  spp. 

11-12.  Cicutricosispontes  spp. 

13-14.  Schiziieoisporites  spp . 

13.  Tricoipites  sp. 

16.  Cltissopollis  sp. 

The  Upper  Member  of  Kukebai  Formation: 

1-  3.  Placenticeras placenta  Dekay 

4-  6.  Thomasites  koulabkiis  (Kler) 

7.  Trigoma  (Korobokovitngonia)  fergMiensis  Arhk. 

8.  Ostrea  delettrei  COQUAND 

9.  Trigonarca  passyana  (D'Orbigny) 

10.  Gyrodes  tenellus  Stouczka 

1 1 .  Helicaulax  secunfera  (FORB.) 

12.  Billifusus  stoliczkai  (COLLIGNON) 

13.  Uvigerin jninuna  sp. 

14.  ,,Tetiwcyprii" procemformis  (MandelsTAM) 

15.  Schuleridea  atraxa  Mandei.STAM  et  Andreev 

16.  ,, Broristeiniana"  sp. 

17.  Alatacythere  turomca  (Mandelstam) 

18.  Brachy cythere  sp. 

19.  ,,Cytheretnriella"  mandelstutni  Andreev 
20-22.  Odontochitina  opercuUta  (Wetzel) 
23-26.  Schizaeoisporites  spp. 

27.  Tnsolisspontes  spp. 

28.  Zlivisporis  sp. 

29.  Gabonisporites  spp. 
30-3 1 .  Cycadopites  spp . 

32.  Jiigella  sp. 

33.  Cranwellia  sp. 

TheWuyitake  Formation : 

1.  Lygodiiim  cf.  obsoletum  E.  Iv. 

2-  3.  Schizaeoispontei  spp. 
5-  6.  Xinjiangpollis  sp. 

7.  Pentapollenites  sp. 

The  Y  i  g  e  z  i  y  a  Formation : 

1-  2.  Osculigera  sp. 

3-  4.  BimdioUtes  boldjuanensis  BOBKOVA 

5.  ,, Cytherettinella"  sp. 

6.  Brachycythere  sp. 

7.  Xestoleberis  sp. 

8.  Paijenborchella  cf.  astatica  ANDREEV 

9.  ,, Bronstetnijriti"  sp. 


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123 


Zitteliana 

10 

123-141 

München,  I.Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

Ammoniten  und  planktonische  Foraminiferen  aus  den  Eibrunner 
Mergeln  (Regensburger  Kreide,  Nordostbayem) 


Von 
REINHARD  FÖRSTER,  ROLF  MEYER  &  HANS  RISCH"' 

Mit  2  Abbildungen  und  3  Tafeln 


KURZFASSUNG 


Aus  den  Eibrunner  Mergeln  (Obercenoman/Unterturon) 
wird  erstmals  eine  umfangreiche  Ammonitenfauna  beschrie- 
ben; sie  umfaßt  10  Arten,  die  8  Gattungen  zugeordnet  wer- 
den. Die  Fauna  läßt  sich  mit  ganz  ähnUchen  Faunen  des  An- 
glo-Pariser  Beckens  vergleichen,  charakteristisch  für  die 
obercenomane  Metoicoceras  geslinianum  Zone  der  plenus- 


Mergel.  Die  Cenoman-Turon-Grenze  liegt  nach  planktoni- 
schen Foraminiferen  am  Benberg  unmittelbar  über  einer  mar- 
kanten Kalkmergellage  (ca.  2,3  m  über  der  Basis),  die  noch 
vereinzelt  Metoicoceras  geslinianum  (d'Orb.)  führt.  In  den 
Eibrunner  Mergeln  konnten  die  höhere  cushmani-,  ar- 
chaeocretacea-  und  helvetica-Xont  nachgewiesen  werden. 


ABSTRACT 


An  ammonite  fauna  from  the  Eibrunner  Mergel  (Upper 
Cenomanian  and  LowerTuronian)  is  described;  it  comprises 
10  species,  referred  to  8  genera.  They  can  be  correlated  with 
similar  faunas  from  the  Anglo-Paris  Basin,  equivalent  to  the 
Late  Cenomanian  Metoicoceras  geslinianum  Zone  of  the  Ple- 
nus  Marls.  The  correlation  by  planktonic  foraminifers  shows 


that  in  the  sequence  of  the  Benberg  the  Cenomanian-Turo- 
nian  boundary  lies  just  above  a  significant  marly  limestone 
band  with  the  last  occurrence  of  Metoicoceras  geslinianum 
(d'Orb.  ).  The  marls  can  be  equated  with  the  upper  cushmani, 
the  archaeocretacea  and  helvetica  Zones. 


EINLEITUNG 


In  den  40  Jahren  seit  der  ersten  zusammenfassenden  Bear- 
beitung der  Makrofauna  der  Regensburger  Kreide  durch 
Dacqu£  (1939)  sind  über  die  Eibrunner  Mergel  nur  wenige 
ergänzende  Daten  (Oschmann  1958:  78;  Bauberger  et  al. 
1969:  112;  Weiss  1982:  68)  veröffentlicht  worden.  Die  allge- 
mein ungünstigen  Aufschlußverhältnisse,  das  Verschwinden 
vieler  alter  Fundstellen  durch  Verfüllung  und  Bebauung,  die 
Seltenheit  von  Makrofossilien  und  ihre  meist  mäßige  Erhal- 
tung bewirkten  ein  nur  geringes  Interesse  bei  Sammlern  und 
Institutionen,  so  daß  nur  wenig  neue  Informationen  und  Ma- 
terial zusammen  kamen.  Dagegen  nahm  die  Kenntnis  der  Mi- 
krofaunen  mit  der  zunehmenden  Bohrtätigkeit  ständig  zu. 


■'■')  R.  Forster,  Bayerische  Staatssammlung  für  Paläontologie  und 
historische  Geologie,  Richard- Wagner-Straße  10,  D-8000  Mün- 
chen 2;  R.  Meyer,  H.  RisCH,  Bayerisches  Geologisches  Landes- 
amt, Prinzregentenstraße  28,  D-8000  München  22. 


Dacqu6  hatte  ausschließlich  auf  altes  Sammlungsmaterial  zu- 
rückgreifen müssen,  welches,  wie  er  selbst  bedauernd 
schrieb,  ,, vielfach  unzureichend  etikettiert"  war;  so  ergaben 
sich  zwangsläufig  beträchtliche  Abweichungen  in  der  strati- 
graphischen  Einstufung  alter  Fundstellen  mittels  Makro-  und 
Mikrofaunen. 

Funde  von  Ammoniten  sind  in  der  Regensburger  Kreide 
insgesamt  sehr  selten.  Die  ersten  Ammoniten  aus  den  Ei- 
brunner Mergeln  (Acanthoceras  rhotomagense  [Brong.], 
Calycoceras  naviculare  [Mant.])  erwähnte  bereits  Gümbel 
(1868:  753).  DacquE  (1939)  beschrieb  sechs  weitere  Arten 
(Mantelliceras  mantelli  [Sow.],  Puzosia  gesliniana  [d'Orb.], 
Turrilites  costatus  Lam.,  Scaphites  aequalis  Sow.,  Scaphites 
rochatianus  d'Orb.  und  Baculites  subbaculoides  Geinitz); 
davon  überstanden  nur  drei  Exemplare  die  Kriegseinwirkun- 
gen in  München  und  Regensburg;  C.  cf.  naviculare  aus  dem 
Grünsandstein  von  Kapfeiberg  (Taf.  4,  Fig.  2,  s.  S.  131), 


124 


Abb.  1:     Lageskizze  des  Aufschlusses  im  Autobahn-Einschnitt  am  Benberg  (BAB  A  93,  Regensburg  • 
Weiden),  ca.  6,5  km  nördhch  Regensburg  (Blatt  Regensburg  Nr.  6938;  R  4507  200,  H  5438  000). 


S.  rochatianus  (Taf.  16,  Fig.  34  =  Worthoceras  vermiculum, 
s.S.  130)und  ß.  SK/;'/'tiar/oic/«(Taf.  6,  Fig.  6,  s.  S.  131)  aus  den 
Eibrunner  Mergeln  vom  Winzerberg.  Bei  den  beiden  anderen 
abgebildeten  Stücken  vom  Winzerberg  dürfte  es  sich  um 
Fehlbestimmungen  gehandelt  haben.  Dacque's  A.  rhotoma- 
gense  (Taf.  6,  Fig.  5)  entspricht  weitgehend  E.  septemserui- 
f«m  (Cragin)  (s.  S.  132)und  Af.  w^nfe//;  (Taf.  2,  Fig.  13,  14) 
P.  dentonense  (Mori-man)  (s.  S.  132).  Ungeklärt  bleibt  die  ta- 
xonomische  Stellung  der  beiden  restlichen  Ammoniten,  da  sie 
weder  abgebildet  noch  ausreichend  beschrieben  wurden  und 
auch  ihr  Fundort  unbekannt  ist. 

Beim  Neubau  der  Autobahn  Regensburg-Weiden  entstan- 
den zahlreiche  neue,  wenn  auch  meist  nur  kurzfristige  Auf- 
schlüsse. Westlich  des  Regen  bei  Zeitlam,  ca.  6,5  km  nördlich 
Regensburg  war  in  bis  zu  30  m  tiefen  Einschnitten  in  den 
Benberg,  Otterberg  und  Altenberg  die  gesamte  obercenoma- 


ne/unterturone  Schichtenfolge  vom  Grünsandstein  bis  in  die 
Reinhausener  Schichten  aufgeschlossen.  Nach  einer  ersten 
Einstufung  mittels  planktonischer  Foraminiferen  wurde  der 
südlichste  Einschnitt  am  Benberg  als  Standardprofil  ausge- 
wählt und  beim  2.  Kreide-Symposium  in  München  (1982) 
vorgestellt  (s.  Exkursionsführer:  A  34).  Während  der  Exkur- 
sion wurden  im  tieferen  Teil  der  Eibrunner  Mergel  einige 
Ammoniten  gefunden.  Eine  anschließende  Grabung  lieferte 
eine  individuenreiche,  jedoch  anenarme  Fauna.  Sie  stammt 
ausschließlich  aus  einer  einzigen,  ca.  40  cm  mächtigen  Lage 
aus  der  obersten  cushmani-Zone.  Die  weiter  nördlich  gelege- 
nen Einschnitte  erbrachten  eine  fast  identische  Gliederung 
der  Eibrunner  Mergel,  wobei  das  Faunenbild  lokal  vor  allem 
im  höheren  Teil  sehr  verarmt,  vermutlich  durch  Verwitte- 
rungseinflüsse. 


125 


STRATIGRAPHIE 


Der  Autobahneinschnitt  am  Benberg  erschließt  im  Liegen- 
den ca.  15  m  hellgraue  Massenkalke  des  Malm  Epsilon 
(Oberkimmeridge).  Sie  sind  teilweise  stärker  verkarstet  und 
von  Höhlen  durchzogen.  Mehrere  Meter  tiefe  Karsttaschen 
sind  mit  hellweißen  bis  tiefroten  groben  Sanden  und  Kaolin- 
tonen der  Schutzfelsschichten  gefüllt,  zum  Teil  mit  deut- 


lichen Sackungserscheinungen.  Die  fluviatil-terrestrischen 
Füllungen  schließen  lokal  mit  cinerea.  15  cm  mächtigen  Lage 
kohlig-schwarzer  Pflanzentone  ab,  teils  mit  einem  fossilen 
Wurzelboden.  Sie  enthalten  zwar  zahlreiche  kohlige  Pflan- 
zenreste, jedoch  keine  Pollen.  Diskordant  über  Malm  und 
Schutzfelsschichten  folgt  mit  einer  fast  ebenen  Transgres- 


feinkornige.  kieselige 
Kalksandsteine 


dunkle  Mergel 


Kalkmergelbank     j 


P  helvetica 


W.  archaeocretacea 


1  M.  geslinianum 
R.  cushmani 


Karsttaschen  mit 
Sctiutzfelssctiictiten 
in  Schwammkalken 
des  Malm 


Abb.  2:  Lithologisches  Profil  im  Autobahn-Einschnitt  am  Benberg  mit  der  Abfolge  von  Schutzfels- 
schichten in  Karsttaschen  (bis  10  m)  in  den  liegenden  Schwammkalken  des  Malm  Epsilon,  Regensburger 
Grünsandstein  (8,75  m),  Eibrunner  Mergel  (ca.  7,5-8,5  m)  und  Reinhausener  Schichten  (>15  m). 


126 


sionsfläche  der  Regensburger  Grünsandstein  (Oberce- 
noman)  mit  einer  Mächtigkeit  von  etwa  8,75  m.  Es  handelt 
sich  hier  um  die  dickbankige  (1-3  m)  Ausbildung  eines  fein- 
bis  mittelkörnigen  Glaukonitkalksandsteins  mit  zahlreichen 
Freß/Grabbauten  und  einer  reichen  Muschelfauna  (insbeson- 
dere Exogyra  columba  LAM.,  Merklinia  aspera  [LAM.]). 
Die  typische  Fazies  des  oberen,  plattigen  Grünsandsteins  ist 
nur  durch  eine  Abnahme  der  Bankmächtigkeit  im  oberen 
Drittel  angedeutet. 

Mit  scharfer  Grenze  folgen  über  dem  Grünsandstein 
7,50-8,50  m  mächtige  Eibrunner  Mergel;  genaue  Mäch- 
tigkeitsangaben waren  nicht  möglich,  da  zu  den  hangenden 
kieselig-kalkigen  Reinhausener  Schichten  ein  kontinuierli- 
cher Übergang  besteht.  Die  dunkelgrauen,  verwittert  mehr 
grünlichbraunen,  Pyrit-reichen,  feinsandigen,  glimmerhalti- 
gen,  gelegentlich  undeutlich  feingeschichteten  Mergel  enthal- 
ten vor  allem  an  der  Basis  noch  etwas  gröberen  Glaukonit- 
sand. Der  Kalkgehalt  des  frischen  Mergels  liegt  (nach  Salger) 
etwa  zwischen  6  und  34%.  Der  Feinsandgehalt  schwankt 
nach  Eliminierung  des  unsicheren  Karbonatanteils  gewöhn- 
lich um  20%  (±10%).  Ab  7,20  m  steigt  er  stetig  an  von  zu- 
nächst 30%  bis  auf  über  50%  (bei  8  m)  und  zeigt  so  den  all- 
mählichen unscharfen  Übergang  in  die  Reinhausener  Schich- 
ten an.  Die  Hauptbestandteile  der  Eibrunner  Mergel  sind  die 
Tonminerale  Montmorillonit  (85%  des  Ton- Anteils  in  der 
Fossillage)  und  lUit  (15%). 

Die  insgesamt  eintönige,  uniforme,  an  Makrofossilien  ex- 
trem arme  Folge  wird  1,7  m  über  der  Basis  durch  eine 
20-40  cm  mächtige,  stark  bioturbate  Lage  unterbrochen.  Sie 
ist  gegenüber  den  liegenden  und  hangenden  Mergeln  von  ei- 
nem dichten  Netzwerk  von  C/)o«(/nfe5-Freßbauten  durch- 
setzt und  lieferte  eine  für  die  Eibrunner  Mergel  einmalig  rei- 
che Fauna.  Die  Ammoniten  sprechen  eindeutig  für  ein  höhe- 
res Obercenoman-Alter  (Metoicoceras  geslinutnum  Zone). 

Ab  2,10  m  folgt  -  bei  einem  nach  oben  rasch  ansteigenden 
Karbonatgehalt  -  eine  15-20  cm  mächtige,  teils  bankartige, 
teils  knollig  absondernde  Kalkmergel-Lage;  sie  führt  gele- 
gentlich noch  Einzelklappen  größerer  Bivalven,  M.  geslima- 
num,  Sciponoceras  und  Actinocamax  sp.  Darüber  setzen  er- 
neut die  dunklen,  uniformen  Mergel  ein,  die  ab  8  m  kontinu- 
ierlich in  die  hellen  Reinhausener  Schichten  übergehen.  Nach 
dem  mikropaläontologischen  Befund  mittels  planktonischer 
Foraminiferen  reicht  die  obercenomane  cushmani-2.one  bis 
mindestens  2,3  m,  d.  h.  bis  über  die  Kalkmergelbank.  Ab 
2,6  m  tritt  erstmals  Whiteinella  archaeocretacea  (Pessagno) 
auf  (Grenzbereich  Cenoman/Turon  =  Zone  ä  grandes  Glo- 
bigeruies  Sigai  )  und  reicht  bis  mindestens  3,6  m.  Ab  4  m 
setzt  Praeglobotruncana  helvetica  (Bolli)  ein  und  ist  bis 
6,9  m  nachweisbar,  d.  h.  ab  hier  gehören  die  Mergel  ins  Un- 
terturon.  In  den  höheren  Partien  des  Profils  kommt  es  zu  ei- 
ner zunehmenden  Verarmung  an  kalkschaligem  Plankton, 
während  der  Anteil  an  Sandschalern  zunimmt.  Dieser  schein- 
bare faunistische  Wechsel  ist  zumindest  lokal  auf  die  starke 
Entkalkung  bei  späteren  Verwitterungsvorgängen  zurückzu- 
führen, wobei  gleichzeitig  eine  deutliche  Aufhellung  der 
dunklen  Mergel  durch  die  Oxydation  des  hohen,  feinveneil- 
ten  Pyritgehalts  erfolgte.  Das  dürfte  auch  der  Grund  dafür 
sein,  daß  hier  am  Benberg  Marginotruncana  schneegansi  (Si- 
gal)  und  damit  die  schneegansi-Zone  für  den  oberen  Teil  der 
Eibrunner  Mergel  nicht  nachgewiesen  werden  konnte  wie  am 


Mühlberg  bei  Bad  Abbach  ca.  15  km  weiter  südlich  (Weiss 
1981:  281). 

Ab  7,5  m  schalten  sich  zunehmend  dünne  kieselige,  fein- 
körnige Kalksandsteinlagen  ein,  bzw.  in  verwittertem  Zu- 
stand helle,  leichte  Kieselskelensandsteine,  bis  schließlich  ab 
8,5  m  die  kieselig-kalkige  Fazies  der  Reinhausener 
Schichten  vorherrscht.  Diese  werden  nach  10-15  m  durch 
tertiäre  Rotlehme  und  Sande  gekappt  und  überdeckt.  Die 
Reinhausener  Schichten  enthalten  nur  eine  arme  Makro-  und 
Mikrofauna  (Bivalven,  u.  a.  Inocerumus  labiatus  Schloth., 
Seeigelreste,  Sandschaler).  Sie  sind  reich  an  Schwamm-Spicu- 
lae.  Schon  im  tiefsten  Teil  (erstmals  bei  8,4  m)  treten  zwi- 
schen den  bis  zu  1  m  mächtigen,  von  Homsteinen  durchsetz- 
ten hellen  Kalksandsteinbänken  einzelne  dünne  (bis  0,25  m) 
mürbe  Glaukonitsandmergel-Lagen  auf  mit  einer  armen 
Sandschalerfauna  und  mit  Fischzähnchen. 

Der  mikropaläontologische  Befund  lieferte  folgende  Glie- 
derung: 

9,70  m  (A  80/82)  Rugoglobigerinidae 

Arenobulimina  sp. 
Psammosphaerea  sp. 

6,90  m  (A  78/82)  Praeglobotruncana  helvetica  (BOLLi) 

Whiteinella  archaeocretacea  PesSAGNO 
Whiteinella  brittonensis 

(LOEBLICH  &  TaPPAN) 
Hedbergella  sp. 
Gavelinella  sp. 
Frondicularia  sp. 
Margmulina  sp. 
Dentalina  sp. 
Psarnrnosphaera  sp. 
Ostracoda:  Cytherelloidea  sp. 
Alter:  helvetica-'Lone 

5,40  m  (A  77/82)  Praeglobotruncana  aionalensis  (SlGAL) 

Lingulogavelinella  globosa  (BrotZEN) 
Gavelinella  div.  sp. 
Arenobulimina  div.  sp. 
Psarnrnosphaera  sp. 
Fischzähnchen 

4,00  m  (A  76/82)  Praeglobotruncana  helvetica 

(vergl.  RlSCH,  1983:  Taf.  1,  Fig.  7-9) 

Praeglobotruncana  praehelvetica 

Praeglobotruncana  stephani  (Gandolfi) 

Dicarmella  hagni  (Scheibnerova) 

Hedbergella  sp . 

Gavelinella  div.  sp. 

Lenticulina  sp. 

Marginulina  sp. 

Neoflabellina  sp. 

Psarnrnosphaera  sp. 

Ostracoda: 

Bairdoppilata  acuticauda  praecedens 
POKORNY 

Cytherelloideidae  u.  a. 

Alter:  tiefste  helvetica-'Lone 

3,60  in  (A  75/82)  Praeglobotruncana  gibba  Klaus 

Praeglobotruncana  stephani 
Whiteinella  archaeocretacea 
Whiteinella  paradubia  (SiGAL) 
Hedbergella  sp . 
Eggerellina  mariae  Ten  Dam 
Gavelinella  div.  sp. 
Lenticulina  div.  sp. 
Margmulina  sp. 
Frondicularia  sp. 


127 


Ostracoda: 

Isocytherets  grosiouvrensis  DONZE 

Cytherelloideidae 

Alter:  archaeocretacea-2,one 

3,30  m  (A  74/82)  Whttemella  archaeocretacea 

(vergl.  RiSCH,  1983:  Taf.  1,  Fig.  4-6) 
Whiteinella  hrittonensis 
Whitemella  haltica  DOUGLAS  &  Rankin 
Praeglobotruncana  praehelvetica 
Hedbergelia  sp. 
Eggerellina  mariae 
Gavelinella  div.  sp. 
Neoflabelhna  sp. 
Frondicularta  sp. 
Ammodiscus  sp. 
Ostracoda: 

Bairdoppilata  acuticauda  praecedens 
Cytherelloideidea 
Isocythereis  grossouvrensis 
Bryozoen 
Seeigelstacheln 
Fischzähnchen 
Alter:  archaeocretacea-2,one 

3,10  m  (A  73/82)  Praeglobotruncana  stephani 

Praeglobotruncana  gtbba 
Hedbergella  sp. 
Eggerellina  mariae 
Gavelinella  div.  sp. 
Lenticulina  div.  sp. 
Frondicularia  sp. 
Dentalina  sp. 
Neoflahellina  sp. 
Textulariidae 
Rzehakma  sp. 
Ostracoda: 

Rehacythereis  äff.  kodymi  POKORNY 
hocythereis  grossouvrensis 
Cytherelloideidea  u.  a. 
Alter:  archaeocretacea-2one 

2,80  m  (A  49/81)  Whiteinella  bnttonensis 

Whiteinella  archaeocretacea 

Whiteinella  paradubia 

Kalkschalerbenthos 

Sandschaler 

Ostracoda: 

Bairdoppilata  acuticauda  praecedens 

Alter:  archaeocretacea-7.one 

2,60  m  (A  72/82)  Praeglobotruncana  stephani 

Whiteinella  archaeocretacea 
Hedbergella  sp. 
Eggerellina  mariae 
Ramulma  sp. 
Lenticulina  div.  sp. 
Gavelinella  div.  sp. 
Rzehakma  sp. 
Ostracoda: 

Cythereis  äff.  fournetensis  DamOTTE 
Isocythereis  grossouvrensis 
Bairdoppilata  acuticauda  praecedens 
Cytherelloideidae 
Fischzähnchen 
Alter:  archaeocretacea-Xone 

2,30  m  (A  71/82)  unmittelbar  über  den  Kalkmergeln 

Rotaltpora  cushmani  (MORROW) 
Hedbergella  sp. 
Lenticulina  sp. 
Eggerellina  mariae 
Gavelinella  div.  sp. 
Guttulina  sp. 


2,10  m(A  70/82) 


1,80  m(A  47/81) 


Ostracoda: 

Bairdoppilata  acuticauda  praecedens 

Bairdoppilata  litorea  PoKORNY 

Pterygocythereis  sp. 

Cytherelloideidae 

Alter:  oberste  cushmani-Zone 

Mergel  über  der  C/)o«(/mes-Lage 
Rotalipora  cushmani  (ver^\.  RiSCH,  1983: 

Taf.     ,  Fig.  1-3) 
Praeglobotruncana  gibba 
Hedbergella  gr.  delrioensis  (Carsey) 
Gavelinella  sp. 
Nodosaria  sp. 
Stensiöina  sp. 
Marginulina  sp. 
Lenticulina  sp. 
Rzehakma  sp. 
Gaudryina  sp. 
Ramulina  sp. 
Ostracoda: 

Isocythereis  grossouvrensis 
Bairdoppilata  acuticauda  praecedens 
Bairdoppilata  litorea 
Inoceramenprismen 
Alter:  cushmani-Xone 

Chondrites-L^^e 

Praeglobotruncana  stephani 

Whiteinella  bnttonensis 

Kalkschalerbenthos 

Sandschaler 

Ostracoda: 

Bairdoppilata  acuticauda  praecedens 

Isocythereis  grossouvrensis 

Cythereis  cf .  reticulata  JONES  &  HlNDE 

Idiocythere  sp.  A.  DONZE 

Seeigelstacheln 

Bryozoen 

Fischzähnchen 

Inoceramenprismen 

Alter:  cushmani-Zone 

Rotalipora  cushmani 

Dicarinella  algenana  (CarON) 

Praeglobotruncana  gibba 

Praeglobotruncana  stephani 

Whiteinella  bnttonensis 

Kalkschalerbenthos 

Sandschaler 

Ostracoda: 

Bairdoppilata  acuticauda  praecedens 

Alter:  cushmani-Xone 

0,20-0,30  m  (A  44/81)  über  Regensburger  Grünsandstein 
Rotalipora  cushmani 
Rotalipora  deeckei  (FRANKE) 
Kalkschalerbenthos 
Sandschaler 
Alter:  cushmani-Xone 

(A  69/82)  Basis  der  Eibrunner  Mergel  unmittelbar 

über  dem  Grünsandstein 
Hedbergella  sp. 
Gavelinella  sp. 
Dorothia  sp. 
Arenobulimina  sp. 

(stengeiiger  Glaukonit) 

Nach  dem  mikropaläontologischen  Befund  ergibt  sich  fol- 
gende Gliederung  der  Eibrunner  Mergel:  Die  tiefsten  2,3  m 
gehören  noch  zum  Obercenoman  (cMshmani-2.one);  darüber 
folgen  ca.  1,7  m  Mergel  der  archaeocretacea-Zont  und  ab 
4  m  über  der  Basis  beginnt  die  helvetica-7,one  des  Untertu- 
rons. 


0,80  m(A  45/81) 


128 


PALÄOGEOGRAPHIE 


Die  Regensburger  Kreide  verdient  als  nördlicher  Randbe- 
reich der  Tethys  bei  jeder  Nord-Süd-Korrelation  innerhalb 
Mitteleuropas  besondere  Beachtung.  Die  immer  wieder  ange- 
führten engen  Faunenbeziehungen  zur  Sächsisch-Böhmi- 
schen Kreide  sind  auf  die  sehr  ähnlichen  faziellen  (und  damit 
ökologischen)  Verhältnisse  in  geologisch  vergleichbaren 
Räumen  am  Rande  des  Böhmischen  Massivs  zurückzuführen 
und  nicht  aui  eme  direkte  Meeresverbindung  über  die  Mit- 
teldeutsche Schwelle;  bei  allen  Faunen  handelt  es  sich  um  rein 
benthonische  Gemeinschaften  -  Bivalven,  Gastropoden  und 
Echinodermen  -  mit  einem  hohen  Anteil  an  Endobenthon- 
ten.  Eine  unmittelbare  Verbindung  über  die  Mitteldeutsche 
Schwelle  bestand  nach  allen  bisher  gewonnenen  paläogeogra- 
phischen  Befunden  in  der  Regensburger  Kreide  weder  zur 
Zeit  der  Eibrunner  Mergel  noch  später.  Ein  Faunenaustausch 
war  jedoch  immer  über  den  kurzen  Umweg  um  das  Böhmi- 
sche Massiv  und  die  östlich  davon  gelegene  Meeresverbin- 
dung gegeben. 


Der  Aufschluß  am  Benberg  liegt  noch  im  Zentrum  des  Gol- 
fes von  Regensburg.  Während  jedoch  beim  Grünsandstein 
eine  deutliche  Abnahme  der  Gesamtmächtigkeit  gegenüber 
dem  Bad  Abbacher  Raum  zu  beobachten  ist  (von  16  m 
[OscHMANN  1958:  70]  auf  8,75  m),  nimmt  der  Eibrunner 
Mergel  an  Mächtigkeit  zu  (von  6,2  m  auf  über  8  m).  Die  Ce- 
noman/Turon-Grenze  fällt  in  beiden  Gebieten  in  den  unteren 
Teil  der  Eibrunner  Mergel  (um  2  m  [Weiss  1981]  bzw.  2,3  m 
über  dem  Grünsandstein).  Erst  weiter  nördlich  im  Randbe- 
reich bei  Amberg  reduziert  sich  die  Mächtigkeit  stärker 
(1-3  m,  Meyer,  1981),  wobei  der  obercenomane  Anteil 
(cushmani-Zone)  bisher  noch  nicht  nachgewiesen  werden 
konnte.  Das  nördlichste  Vorkommen  an  der  Postleite  west- 
lich Sulzbach  liegt  schon  sehr  nahe  der  damaligen  Küstenlinie. 
Die  Reinhausener  Schichten  erreichen  am  Benberg  mit  mehr 
als  15  m  annähernd  die  Werte  von  Bad  Abbach  (15-25  m). 


VORKOMMEN  DER  MAKROFOSSILIEN  UND  IHRE  ERHALTUNG 


Fossilfunde  smd  in  den  Eibrunner  Mergeln  relativ  selten; 
das  gilt  auch  für  die  Benberger  Abfolge.  Lediglich  eine 
schmale  Schicht  lieferte  eine  individuenreiche,  jedoch  relativ 
artenarme  Fauna.  1,70  m  über  dem  Grünsandstein  kündigt 
sich  ein  Wechsel  der  ökologischen  Bedingungen  von  den  uni- 
formen nahezu  (makro)fossilleeren  Mergeln  im  Liegenden  zu 
der  fossilreichen  Lage  durch  das  plötzliche,  massenhafte 
Auftreten  von  Chondrites  an.  Nach  20-30  cm  nimmt  die 
Dichte  des  Freßbauten-Netzwerkes  rasch  ab;  es  verschwindet 
schließlich  ganz  noch  vor  dem  Einsetzen  der  hangenden 
Kalkmergel.  In  den  Kalkmergeln  fehlt  Chondrites;  sehr  sel- 
ten treten  dagegen  Bauten  vom  Spongeliomorpha-Thalassi- 
noides -Typ  auf,  die  im  oberen  Grünsandstein  bzw.  in  den 
Reinhausener  Schichten  (hier  mit  dem  Erzeuger  Callianassa 
antiqua  Roemer)  sehr  häufig  vorkommen.  Mit  der  Bioturba- 
tion  setzt  auch  die  Fossilführung  ein.  Die  größte  Fossildichte 
lag  etwa  im  mittleren  Bereich  der  Chondrites-Lage;  sie  nimmt 
gegen  die  Kalkmergelbank  ebenfalls  rasch  ab.  Aufgrund  von 
Einregelung  und  den  allgemeinen  Einbettungsbedingungen 
muß  auf  eine  ausreichende  Wasserbewegung  geschlossen 
werden,  die  zum  Antransport  der  parautochthonen/al- 
lochthonen  Fauna -es  handelt  sich  um  eine  Taphozönose- 
genügte.  Aufarbeitungsspuren  fehlen  selbst  bei  den  dünn- 
schaligen Pectiniden;  nur  bei  den  Ammoniten  kommen  Scha- 
lenfragmente häufiger  vor.  Die  Fauna  ist  meist  nesterartig  an- 
gereichert. Die  dominierenden  Exogyren,  Ostreidae  und  Pec- 
tiniden sind  in  den  Genisten  nicht  selten  in  dichter  Packung 
ineinander  verschachtelt  und  verschuppt,  häufig  zusammen 
mit  kleinen  Gastropoden  und  mit  Worthoceras.  Es  liegen 
meist  Einzelschalen  vor.  Bei  den  Ostreidae  überwiegen  die 
stark  gewölbten  linken  Klappen  (links :  rechts  =  3:1). 

Die  Fauna  setzt  sich  größtenteils  aus  kleinen  Individuen 
(<40  mm)  und  Bruchstücken  (bei  den  Ammoniten)  zusam- 
men. Adulte  Exemplare  großwüchsiger  Arten  sind  seltene 
Ausnahmen  und  meist  nur  als  Bruchstücke  sowohl  beim  Ben- 


thos  als  auch  beim  bodenbezogenen  Nekton:  je  ein  Exemplar 
von  Bathrotomana  cf.  linearis  (M.'^nt.)  mit  1 10  mm  Durch- 
messer, Gervillia  sp.  mit  76  mm,  bzw.  mehrere  Reste  von 
Metoicoceras  mit  120  mm,  Actinocamax  plenm  (Blainv.) 
mit  80  mm.  Bei  Exogyra  überwiegen  Schalen  jugendlicher 
Individuen  unter  1 5  mm;  lediglich  die  hangenden  Kalkmergel 
enthalten  vereinzelt  größere  Stücke  bis  zu  40  mm. 

Die  Fauna  ist  insgesamt  stark  verdrückt.  Gastropoden  und 
Ammoniten  liegen  nur  als  verdrückte  Steinkerne  vor.  Häufig 
sind  die  Innenwindungen  der  Ammoniten  leicht  pyritisiert. 
Die  Lobenlinien  sind  nur  selten  erhalten  und  dann  defor- 
miert. 

Die  aufgesammelte  Fauna  (1389  Stücke)  setzt  sich  zusam- 
men aus: 

Bivalven  916     (66%) 

Ammoniten  327     (24%) 

Gastropoden  117     (8%) 

Vermes  16 

Einzelkorallen  6 

Belemniten  4 

Krebse  3 


Dazu  kommen  noch  C;War«-Stacheln,  zahlreiche  Schup- 
pen, Wirbel  und  sonstige  Reste  von  Fischen,  selten  Holz-  und 
Blattreste.  Durch  die  ±  selektive  Aufsammlung  sind  die 
Ammoniten  im  vorliegenden  Material  gegenüber  den  Mu- 
scheln, insbesondere  den  Exogyren  (642  Stücke  =  46%)  und 
den  Pectiniden  (149  =  11%)  zu  stark  vertreten.  Die  Fauna 
enthält  u.  a.  folgende  Arten:  Gervillia  ci.forbesiana  d'Orb., 
Inoceramus  (I.)  ex  gr.  pictus  (Sow.),  I .  pictus  bohemicus  Le- 
ONHARD,  Syncydonema  orbicularis  (Sow.),  S.  memhranacea 
(Nilsson),  Camptonectes  cf.  virgatus  (Nilss.),  Neithea 
(Neithella)  notabilis  (Münst.),  Neithea  (N.)  quinquecostata 


129 


(Sow.),  N.  gibbosa  (Pulteney),  Rhynchostreon  columbum 
(Lam.),  Amphidonte  conica  (Sow.),  Pycnodonte  vesicularis 
(Lam.),  Rastellum  (Arctostrea)  carinatum  (Lam.),  Bathroto- 
maria  cf.  linearis  (Mant.)  Turritella  sexlineata  Roemer, 
,,Voli4ttlithes"elongatus  d'Orb.,  Aporrhais  (Lispodestbes) 
sp.,  Natica  cf.  cretacea  Goldf.,  Hamulus  septemsulcatus 
(Cotta),  Cidaris  sp.,  Actinocamax plenus  (Blainv.);  es  feh- 
len Brachiopoden. 

In  den  hangenden  15-20  cm  Kalkmergeln  nimmt  die  Fos- 
silführung rasch  ab.  Die  obersten  Partien  enthalten  nur  noch 
eine  spärliche  Fauna;  meist  sind  es  Einzelklappen  größerer 
Muscheln,  vereinzelt  auch  noch  Metoicoceras  geslinianum. 
Actinocamax  plenus  kommt  ausschließlich  in  den  obersten 
15  cm  der  Kalkmergelbank  vor.  In  dieser  Beschränkung  auf 
einen  geringmächtigen  Horizont  besteht  eine  auffallende 
Ähnlichkeit  mit  Niedersachsen,  wo  A.  plenus  ebenfalls  nur 
in  der  sog.  plenus-'&unk  im  basalen  Rotpläner  auftritt  (vergl. 
Ernst  et  al.,  1983:  536);  eine  charakteristische  Chondntes- 


Lage  an  der  Basis  dieser  pi/en«s-Bank  (op.  cit.:  545,  550)  ver- 
stärkt diesen  Eindruck. 

Auch  bei  den  Ammoniten  läßt  sich  eine  gewisse  Verteilung 
innerhalb  des  Profils  erkennen.  Calycoceras  naviculare  tritt 
bereits  an  der  Basis  der  Cbondrites-Ln^e  auf  und  reicht  mit 
einzelnen  Fragmenten  größerer  Individuen  bis  in  den  tieferen 
Teil  der  Kalkmergelbank.  Die  kleinwüchsigen  Formen  Wor- 
thoceras,  Hemiptycboceras,  Vascoceras  und  kleine  Exemplare 
von  Euomphaloceras,  Sciponoceras  und  Pseudocalycoceras 
sind  ausschließlich  auf  den  mittleren  Bereich  der  Chondri- 
tes-Lage  (mit  der  größten  Fossildichte)  beschränkt;  nicht  sel- 
ten (besonders  bei  Worthoceras)  kommen  gleich  mehrere  Ex- 
emplare zusammen  mit  kleinen  Gastropoden  und  Bivalven 
vor.  Die  höheren  Partien  der  Chondrites-Lage  und  die  dar- 
über liegenden  Mergel  lieferten  in  nach  oben  abnehmender 
Zahl  einzelne,  meist  größere  Fragmente  von  Calycoceras, 
Pseudocalycoceras  und  Metoicoceras.  In  den  obersten  Kalk- 
mergeln ist  nur  noch  Metoicoceras  vertreten. 


SYSTEMATISCHER  TEIL 


BESCHREIBUNG  DER  AMMONITEN 

Familie  Ptychoceratidae  Meek,  1876 

Gattung  Worthoceras  Adkins,  1928 

Worthoceras  vermiculum  (Shumard,  1860) 
Taf.  1,  Flg.  1-9 

1860  Scaphites  vermiculus,  ShumarD:  594 

1939  Scaphites  rochatianus  D'Orb.,  Dacqu£:  89,  Taf.' 16,  Fig.  34 

Abmessungen : 


1942  Worthoceras  gibbosum,    MOREMAN:  215,  Taf.  34,  Fig.  7,  8, 

Abb.  2q 
1972  Worthoceras  gibbosum,  COBBAN  &  SCOTT:  43,  Taf.  17,  Fig.  2 
1972   Worthoceras  vermiculum,  CoBBAN  &  SCOTT:  43 
1980   Worthoceras  vermculum,  Marcinowski:  248,  Taf.  2,  Fig.  5,  6 

Synonymie  in  Marcinowski  (1980:  248) 

Material :  9  stark  verdrückte,  annähernd  vollständige  Ex- 
emplare, ca.  50  Anfangsspiralen,  selten  als  pyritisierte  Stein- 
kerne (BSP  1982  XIX  53-65). 


D 

WH 

d 

Wh 

U 

S 

D/dx 

S/dx 

1982  XIX  53 

158 

50 

104 

40     (0,25) 

40(0,25) 

75 

1,9 

0,9 

1982  XIX  54 

119 

34 

80 

29     (0,36) 

35  (0,44) 

51 

1,8 

0,8 

1982  XIX  55 

130 

31 

82 

27     (0,33) 

38  (0,46) 

65 

2,0 

1,0 

1982  XIX  56 

-135 

27 

80 

27     (0,34) 

37(0,46) 

68 

2,0 

1,0 

1982  XIX  57 

128 

32 

60 

-20  -(0,33) 

27(0,45) 

74 

2,4 

1,4 

1982  XIX  58 

121 

30 

75 

26     (0,35) 

30  (0,40) 

61 

2,0 

1,0 

1982  XIX  59 

140 

— 

70 

22     (0,31) 

34  (0,49) 

80 

2,3 

1,3 

1982X1X60 

117 

27 

67 

24     (0,36) 

30  (0,45) 

65 

2,3 

1,3 

1982X1X61 

106 

22 

60 

21     (0,35) 

—      — 

53 

2,0 

1,0 

D  Gesamtlänge;  WH  maximale  Windungshöhe;  d  Durch- 
messer Anfangsspirale;  Wh  Windungshöhe  Anfangsspirale;  S 
Länge  Schaft/Haken;  dx  Durchmesser  Anfangsspirale,  ge- 
messen in  Richtung  Haken. 

Beschreibung  und  Beziehungen:  In  der  Fauna  vom 
Benberg  stellen  Reste  dieser  kleinwüchsigen  Gattung  einen 
relativ  hohen  (22  %)  Anteil.  Meistens  liegt  nur  die  evolute  An- 
fangsspirale vor,  überwiegend  flach  verdrückt  oder  selten 
auch  als  pyritisierter  Steinkern.  Die  wenigen  vollständigen 
Stücke  stimmen  teils  mit  gleichgroßen  Exemplaren  von 
W.  vermiculum  überein,  teils  mit  W.  gibbosum.  Der  evolu- 
ten  Anfangsspirale  mit  ca.  5  Umgängen  folgt  ein  Schaft  von 
unterschiedlicher  Länge.  Es  lassen  sich  zwei  Morphotypen 
unterscheiden: 


1 .  Stücke  mit  einem  relativ  schlanken,  langgestreckten  Schaft 
(D:  dx  2.3-2.4)  und  einer  nur  geringen  Zunahme  der  Win- 
dungshöhe am  Ende  der  Anfangsspirale  und  im  Bereich 
des  Schaftes.  Sie  entsprechen  den  Maßverhältnissen  bei 
W.  vermiculum. 

2.  Stücke  mit  einem  relativ  kurzen  massiven  Schaft  (D:  dx 
1 .9-2 .0),  wobei  die  Windungshöhe  bereits  auf  dem  letzten 
halben  Umgang  der  Anfangsspirale  stark  zunimmt  und 
beim  Haken  maximale  Werte  erreicht;  sie  entsprechen 
W.  gibbosum. 

Bei  beiden  zeigt  sich  gelegentlich  auf  der  Anfangsspirale 
(seltener  auf  dem  Schaft)  eine  flache,  weitständige  Berippung 
und  eine  feine  Streifung.  Der  Mundsaum  erscheint  bei  dem 


130 


schlanken  vermiculum-Typ  gelappt  (mit  Ohr),  während  er 
bei  dem  gedrungeneren  gibbosum  einfach  schräg  abgestutzt 
ist.  Das  Nebeneinander  dieser  beiden  sehr  ähnlichen  Formen, 
die  annähernd  gleiche  Häufigkeit  und  der  Besitz  von  Ohren 
bei  der  kleinwüchsigeren  Morphospezies  deutet  auf  ein  Di- 
morphenpaar  hin  mit  VV.  vermiculum  als  Mikrokonch  und 
W.  gibbosum  als  Makrokonch. 

Von  dem  typischen  W.  rochatianum  (d'Orb.  )  aus  dem  hö- 
heren Türen  Frankreichs  (Marcinowski  1980:  248  auch  aus 
dem  mittleren  Cenoman  von  Mangyshlak,  UdSSR)  unter- 
scheidet sich  das  vorliegende  Material  durch  eine  evolutere 
Anfangsspirale,  ein  längeres  AufroUungsstadium  (über  5 
Umgänge),  und  einen  relativ  kurzen  Schaft.  Die  von  Wied- 
MANN  (1965:  439)  als  Unterscheidungsmerkmal  gegenüber  äl- 
teren Vertretern  betonte  dorsale  Einbuchtung  auch  auf  dem 
Schaft  ist  beim  vorliegenden  Material  ebenfalls  entwickelt. 

Dacque  (1939:  89)  beschrieb  aus  den  Eibrunner  Mergeln 
des  ca.  5  km  südlich  gelegenen  Winzerberges  einen  Rest  als 
Scaphites  rochatianm  (d'Orb.);  das  in  Erhaltung,  Habitus 
und  Abmessungen  gleichartige  Stück  (BSP  AS  XVII  10)  liegt 
interessanterweise  in  einem  identischen  bioturbaten  dunklen 
Mergel  vor. 

Vorkommen  :  W7.  gibbosum  und  W.  vermiculum  kom- 
men in  Colorado  (Cobban  &  Scott  1972:  22,  Schicht  9-11) 
zusammen  mit  E.  septemseriatum  (Cragin),  C.  naviculare 
(Mant.)  und  P.  dentonense  (Moreman)  in  der  S.  gracile- 
Zone  des  Obercenoman  vor.  Marcinowski  (1980:  249)  gibt 
ein  Vorkommen  im  mittleren  Cenoman  von  Mangyshlak  und 
im  oberen  Cenoman  von  Kopet-Dag  in  der  UdSSR  an.  Die 
von  Kennedy  (1971 :  5,  Taf.  63,  Fig.  3)  aus  dem  unteren  und 
mittleren  Cenoman  Südenglands  angeführten  Stücke  entspre- 
chen mit  einem  langgestreckten  Schaft  mehr  W.  rochatia- 
num. 


Familie  Hamitidae  Hyatt,  1900 
Gattung  Hemiptychoceras  Späth,  1925 

Hemiptychoceras  cf.  reesidei  Cobban  &  Scott,  1972 
Taf.  3,  Fig.  9-10 

Material:  3  Fragmente  (Knie  und  Teile  des  Schafts  [BSP 
1982  XIX  49-50]) 


Abmessungen : 


Rippenzahl 

L 

Wh 

Phragmokon       Schaft 

1982  XIX  49 

9,8 

5,1 

10                    8 

1982X1X50 

19 

4,8 

12                    8 

1982X1X37 

~  5 

5,0 

10 

Beschreibung  und  Beziehungen:  Die  drei  vorlie- 
genden Fragmente  stimmen  in  Größe,  Form  und  Skulptur  mit 
H.  reesidei  Cobban  &  Scott  (1972:  45,  Taf.  17,  Fig.  7,  8) 
überein:  dicht  gedrängt  stehende  Rippen  auf  dem  Phragmo- 
kon und  dem  Knie  und  ein  Wechsel  zu  einer  weniger  dichten 
Berippung  auf  dem  terminalen  Schaft.  Der  Rippen-Index  ist 
gegenüber  Cobban's  Material  etwas  größer:  10-12  Rippen 
pro  zugehöriger  Windungshöhen-Distanz  auf  dem  Phrag- 
mokon, 8  auf  dem  Schaft  (gegenüber  10  bzw.  5,5).  Die  Rip- 
pen erscheinen  auf  den  Regensburger  Steinkernen  etwas  zu- 


gespitzt und  gegenüber  dem  Intervall  etwas  schmaler,  ver- 
mutlich bedingt  durch  die  Erhaltung.  Die  Sutur  ist  nicht  er- 
halten. Wie  bereits  Cobban  &  Scott  für  ihre  beiden  Stücke 
betonten,  unterscheidet  sich  auch  das  vorliegende  Material 
von  den  wenigen  bislang  bekannten  älteren  Vertretern 
(H.  gaultinum  Pictet  u.  a.,  vergl.  Scholz  1979:  20,  Marci- 
nowski 1980:  251)  nicht  nur  durch  die  sehr  viel  geringeren 
Ausmaße,  sondern  vor  allem  durch  das  Fehlen  jeglicher  pe- 
riodischer Einschnürungen.  In  der  dichten  Berippung  mit 
scharfen,  leicht  schräg  verlaufenden  Rippen  (Index  13)  und 
fehlenden  Einschürungen  weist  Plesiohamites  multicostatus 
(Brown)  (vergl.  Kennedy  1971:  7)  eine  gewisse  Ähnlichkeit 
auf  (abgesehen  von  der  Größe).  Das  in  den  Abmessungen 
ähnlich  kleine  Metaptychoceras  smithi  (Woods:  1896:  74, 
Taf.  2,  Fig.  1,  2)  aus  dem  Oberturon  Englands  hat  eine 
gleichmäßigere  Berippung  ohne  den  auffälligen  Wechsel  zu 
einem  gröberen  Modus  auf  dem  terminalen  Schaft. 

Vorkommen://,  reesidei  Cobban  &  Scott  ist  bisher  nur 
durch  zwei  Fragmente  aus  der  gracile-7.one  von  Colorado 
bekannt. 


?  Hemiptychoceras  sp. 
Taf.  3,  Fig.  11 

Material:  2  verdrückte  Schaftfragmente  aus  den  basalen 
Partien  der  Kalkmergel  (BSP  1982  XIX  51-52). 


Abmessungen : 


L 

Wh 

Rippenzahl 

1982X1X51 

10 

5 

5-6 

1982X1X52 

40 

11 

7-8 

Bemerkungen:  Die  geringe  Zahl  an  morphologischen 
Merkmalen  und  deren  große  Variabilität  erschweren  eine  Ab- 
grenzung und  Zuordnung  aller  nur  bruchstückhaft  überlie- 
ferten Reste  von  Hamitiden.  Das  gilt  auch  für  die  beiden  vor- 
liegenden Fragmente.  Die  prorsiradiaten,  relativ  schrägüber 
die  Flanken  verlaufenden  Rippen  queren  das  Gehäuse  extern 
wie  intern  ohne  jede  Unterbrechung.  In  beiden  Merkmaien 
weichen  sie  deutlich  von  der  üblichen  Entwicklung  innerhalb 
der  Gattung  Humites  ab,  u.  a.  auch  von  den  aus  dem  Ober- 
cenoman und  Unterturon  von  Colorado  unter  Stonohamites 
cf.  5.  Simplex  (d'Orb.)  (Cobban  &  Scott  1972:  44)  beschrie- 
benen Resten.  Mit  dem  schrägen  Rippenverlauf  im  gesamten 
Bereich  des  Schaftes  lassen  sie  sich  jedoch  auch  schlecht  bei 
Hemiptychoceras  einordnen.  Erst  weiteres,  vollständiger  er- 
haltenes Material  wird  die  taxonomische  Stellung  klären  kön- 
nen. 


Familie  Baculttidae  Meek,  1876 

Gattung  Sciponoceras  Hyatt,  1894 

Sciponoceras  sp. 

Material:   Zwei   Bruchstücke   jugendlicher   Individuen 
(BSP  1982  XIX  66-67). 

Abmessungen:  L  13,  Wh  5;  L  12,  Wh  4,8  mm 

Bemerkungen:  Die  Skulptur  ist  bei  den  beiden  Frag- 
menten jugendlicher  Individuen  noch  zu  schwach  entwickelt, 


131 


um  sie  einer  Art  zuordnen  zu  können.  Dagegen  könnte  es  sich 
bei  dem  von  DacquE  (1939:  90,  Taf.  6,  Fig.  6;  BSP  AS  XVII 
9)  als  Baculites  iubbaculoides  Geinitz  abgebildeten  Bruch- 
stück vom  Winzerberg  durchaus  um  einen  Rest  von  S.  gracile 
(Shumard)  handeln.  Entgegen  DacquE's  Abbildung  ziehen 
auf  dem  Stück  (L  28,  Wh  10)  5  flache  Rippen  (Rippenin- 
dex 3)  schräg  über  die  Flanken,  wobei  sie  auf  der  Dorsalseite 
nur  noch  schwach  angedeutet  sind. 


Familie  Acanthoceratidae  De  Grossouvre,  1894 

Unterfamilie  Mantelliceratinae  Hyatt,  1903 

Gattung  Calycoceras  Hyatt,  1900 

Calycoceras  (Calycoceras)  naviculare  (Mantell,  1822) 
Taf.  2,  Fig.  8-12 

1822  Ammomtes  navicularts,   Mantell:  198,  Taf.  22,  Fig.  5 

1980  Calycoceras  (Calycoceras)  naviculare,  MarcinowskI:  301, 
Taf.  14,  Fig.  1-2 

1981  Calycoceras  naviculare,  KENNEDY,  JUIGNET&  HANCOCK:  40, 
Taf.  4-6,  Taf.  7,  Fig.  1-3,  Taf.  15,  Fig.  4-6,  Taf.  17,  Fig.  4, 
Abb.  8,  9,  IOC,  IIA-C 

1981   Calycoceras  (Calycoceras)  naviculare,   KENNEDY  &  JUIGNET: 

29,  Abb.  6b-c 
1981   Calycoceras  (Calycoceras)  naviculare,   Wright  &  KENNEDY: 

34,  Taf.  4,  Taf.  5,  Fig.  1-3,  Abb.  13,  14c-e 
Synonymie  in  Wright  &  KENNEDY  (1981:  34) 

Material:  7  annähernd  vollständige,  jedoch  stark  ver- 
drückte Exemplare,  über  50  Fragmente  (BSP  1982  XIX 
23-35) 


Abmessungen: 

D  Wh 

1982X1X23  110  50(0,45) 

1982X1X24  105  45(0,43) 

1982X1X25  70  31(0,44) 

1982X1X26  64  29(0,45) 

1982X1X27  45  20(0,44) 

1982X1X28  36  17(0,44) 

1982X1X29  31  14(0,45) 

1982X1X30  27  13(0,46) 

AS  XVII 8  34  16(0,47) 


31 

28 
18 


U 

(0,28) 

(0,27) 

(0,26) 

18     (0,28) 

12,5(0,28) 

10,5  (0,29) 

8,5  (0,27) 

7     (0,26) 

7     (0,21) 


Rippen 

29 

31 

39 
>30 

28 

29 

29 

29 

24 


Bemerkungen:  C.  naviculare  ist  in  den  letzten  Jahren 
wiederholt  beschrieben  worden  (Kennedy  1971,  Kennedy  et 
al.  1981,CooPER  1978,  Wright  et  al.  1981).  Die  meisten  Au- 
toren wiesen  auf  die  große  Variabilität  dieser  weltweit  ver- 
breiteten Art  hin.  Beim  vorliegenden  Material  fällt  auf,  daß  es 
selbst  auf  den  Innenwindungen  kaum  zu  einer  Bildung  von 
Knoten  kommt  (abgesehen  vom  Umbilikalknoten);  ab 
Durchmessern  von  25  mm  verschwinden  sie  vollständig.  Die 
Zahl  der  Rippen  pro  Umgang  schwankt  zwischen  28  und  32, 
erreicht  jedoch  auch  Werte  bis  zu  39  Rippen  (BSP  1982  XIX 
25). 

DacquE  (1939,  Taf.  4,  Fig.  2)  bildete  unter  A.  naviculare 
einen  Rest  aus  dem  Grünsandstein  von  Kapfeiberg  ab;  es  ist 
der  bislang  älteste  bekannte  Ammonit  aus  der  Regensburger 
Kreide  (Taf.  2,  Fig.  5).  Das  kleine  Exemplar  fällt  mit  einer 
extrem  geringen  Rippenzahl  (24  pro  Umgang),  vor  allem  je- 
doch wegen  des  außergewöhnlich  engen  Nabels  und  der  sich 


weit  umfassenden  Umgänge  (Wh  :D  0,47;  U  :D  0,21,  vergl. 
Tabelle)  aus  dem  üblichen  Rahmen.  Die  Erhaltung  dieses  für 
das  Alter  des  Grünsandstein  wichtigen  Stückes  ist  leider  zu 
schlecht,  so  daß  hier  offen  gelassen  werden  muß,  ob  es  sich 
tatsächlich  um  einen  Vertreter  der  Gattung  Calycoceras  han- 
delt. In  allen  angeführten  Merkmalen  und  in  der  Andeutung 
schwacher  Umbilikal-  und  Ventrolateralknoten  zeigt  das 
Stück  große  Ähnlichkeit  mit  dem  obercenomanen  Protacan- 
thoceras  mvolutum  Thomei,  1972. 

Vorkommen:  Wright  &  Kennedy  (1981:  36)  geben  für 
Calycoceras  naviculare  eine  nahezu  weltweite  Verbreitung 
im  Obercenoman  an  (Metotcoceras  geslinianum  Zone, 
5.  gracile  Zone). 


Gattung  Pseudocalycoceras  Thomel,  1969 

Pseudocalycoceras  dentonense  (Moreman,  1942) 
Taf.  2,  Fig.  1^ 

1939  Acanthoceras  (Mantelliceras)  mantelli,    DacquE:  87,  Taf.  2, 

Fig.  13-14 
1942  Eucalycoceras  dentonense ,  MOREMAN:205,  Taf.  33,  Fig.  4,  5, 

Abb.  2k 
1972  Pseudocalycoceras  dentonense,  COBBAN  &  SCOTT;  63,  Taf.  13, 

Fig.  11-29,  Taf.  15,  Fig.  1-7,  10-13 
1981  Pseudocalycoceras    dentonense,    Wright   &    KENNEDY:    37, 

Taf.  5,  Fig.  4,  Taf.  6,  Fig.  3,  6,  7,  Abb.  15  A,  B,  E-H,  19S,T 
Synonymie  in  WRIGHT  &  KENNEDY  (1981:  37) 

Material:  4  stark  verdrückte  Exemplare,  16  Fragmente 
(BSP  1982  XIX  14-20). 


Ab 


messungen : 


1982  XIX  14 
1982X1X15 
1982X1X16 
1982  XIX  17 
1982X1X18 
1982  XIX  19 


D 

58 
41 
36 
35 
25 
19 


Wb 


Wh 

U 

>25     (-0,42) 

18     (-0,31) 

20     (    0,49) 

12,3  (    0,30) 

14,5  (    0,40) 

11,5(    0,32) 

14,5  (    0,41) 

10     (    0,29) 

10,5  (    0,42) 

6     (    0,24) 

8     (    0,44) 

4     (    0,21) 

Beschreibung  und  Beziehungen:  Mit  den  kräftig 
entwickelten  clavaten  inneren  Ventrolateralknoten  bei  fast  al- 
len Exemplaren  entspricht  das  vorliegende  Material  am  besten 
den  bei  Cobban  &  Scott  (Taf.  15,  Fig.  1-7)  abgebildeten 
Stücken;  insgesamt  ist  eine  etwas  dichtere  Berippung  (18-21 
Rippen  pro  halben  Umgang  zu  beobachten,  und  entgegen 
CoBBAN  &  Scott  (S.  64)  ist  der  innere  Ventrolateralknoten 
stets  kräftig  und  immer  clavat  ausgebildet.  Die  leicht  ge- 
schwungenen, recti-  bis  prorsiradiaten  Rippen  fallen  nach 
vorn  gegen  die  Mündung  steiler  ab  als  nach  hinten.  Sie  spalten 
teils  am  Umbilikalknoten,  teils  sind  kürzere  auf  der  inneren 
Flanke  entspringende  Nebenrippen  eingeschaltet.  Allen  Rip- 
pen gemeinsam  ist  ein  kräftiger,  relativ  tief  auf  der  Flanke  ge- 
legener innerer  Ventrolateralknoten,  ein  annähernd  gleich 
starker  äußerer  Ventrolateralknoten  und  ein  etwas  schwäche- 
rer Extemknoten.  Alle  Knoten  sind  extrem  clavat.  Die  Sutur 
ist  nur  an  wenigen  Stücken  und  auch  dann  nur  unvollständig 
sichtbar.  In  der  dichten  Berippung  und  der  clavaten  Ausbil- 
dung des  inneren  Ventrolateralknotens  bestehen  engere  Be- 
ziehungen zur  Typusart  P.  harpax  (Stoliczka,  1864, 
Taf.  39,  Fig.  1);  bei  der  indischen  Art  scheinen  lediglich  die 


132 


Ventrolateralknoten  insgesamt  weiter  nach  außen  verscho- 
ben. 

Hier  anzuschließen  sein  dürfte  DacquE's  M.  mantelli 
(1939:87,  Taf.  2,  Fig.  13,  14);  mit  einer  Rippendichte  von  20 
Rippen/halber  Umgang  und  der  clavaten  Ausbildung  beider 
Ventrolateralknoten  entspricht  das  Stück  weitgehend  dem 
Benberger  Material. 

Verbreitung:  P.  dentonense   ist  nach  Wright  &  Ken 
NEDV  bislang  nur  aus  der  Metoicoceras  geslinianum  Zone  Süd- 
englands, Nordfrankreichs,  den  westlichen  USA  und  Japans 
bekannt. 


Pseudocalycoceras  cf.  harpax  (Stoliczka,  1864) 
Taf.  2,  Fig.  6-7 

Zwei  Bruchstücke  (D  41,5,  Wh  17  [0,41],  U  12,5  [0,30]; 
Wh  29)  aus  dem  Horizont  mit  P.  dentonense  zeigen  mit  einer 
extrem  hohen  Rippenzahl  (27  pro  halbem  Umgang)  eine  grö- 
ßere Ähnlichkeit  mit  dem  von  Stoliczka  (1864,  Taf.  38, 
Fig.  2)  abgebildeten  Exemplar  vom  P.  harpax  (Stoliczka). 
Der  innere  Ventrolateralknoten  ist  jedoch  weitgehend  redu- 
ziert; äußerer  Ventrolateralknoten  und  Externknoten  sind 
etwa  gleich  kräftig  entwickelt  und  clavat.  Eine  ähnlich  dich- 
te, extern  jedoch  stärker  vorwärts  geschwungene  Berippung 
haben  einige  von  Wright  &  Kennedy  (1981,  Taf.  9,  Fig.  8,9 
und  11  =  Original  Moreman  1927,  Taf.  14,  Fig.  2,  Gaut- 
hiericeras  äff.  bravaisi)  unter  Neocardioceras  jitddii  juddii 
(Barrois  &  Guerne)  abgebildete  Stücke. 


Gattung  Euomphaloceras  Späth,  1923 

Euomphaloceras  septemseriatum  (Cragin,  1893) 
Taf.  3,  Fig.  6-8 

1893  Scaphites  septem-serutus  CragiN:  240 

1939  Acanthoceras  {Metacanthoplites)  rhotomagetue,  DacquE:  85, 

Taf.  6,  Fig.  5 
1978  Euomphaloceras    {Kanabiceras)    septem-seruituni,     COOPER: 

106,  Flg.  4N-0,  lOA-E,  I2E-H,  18G-H,  19G-L,  26A-B, 

28 
1981  Euomphaloceras    septemseriatum,      KENNEDY,    JuiGNET    & 

Hancock:  56,  Taf.  9,  Fig.  3-5,  Abb.  IID-E 
1981  Euomphaloceras  septemseriatum,    KENNEDY  &  JuiGNET:  38, 

Abb.  9b-d 

1981  Euomphaloceras  septemseriatum,    Wright  &  KENNEDY;  55, 
Taf.  12,  Flg.  1-8,  Taf.  13,  Fig.  1-6,  Taf.  14,  Fig.  5-9 

Synonymie  in  Wright  &  Kennedy  (1981:  55) 

Material:  3  stark  verdrückte,  schlecht  erhaltene  Stücke 
und  4  Windungsfragmente  (BSP  1982  XIX  9-13). 

Abmessungen:  (in  mm) 

D  Wb  Wh  U 

1982X1X12           -  -  18 

1982  XIX  9  33  -  13  (0,39)  11(0,33) 
1982X1X10  30  -  13  (0,43)  11(0,37) 
1982X1X11         20,5  -  7,5(0,37)  7(0,34) 

Beschreibung  und  Beziehungen:  Die  drei  kleinen, 
schlecht  erhaltenen  Stücke  zeigen  alle  Kennzeichen  dieser 
weltweit  verbreiteten  Art:  evolutes  Gehäuse,  Umgänge  brei- 
ter als  hoch;  unregelmäßige  Skulptur.  Rippen  mit  schwachen. 


radial  gestreckten  Umbilikalknoten,  kräftigen,  dominieren- 
den inneren  Ventrolateralknoten,  einem  schwachen,  schräg 
nach  vorwärts  gerichteten  äußeren  Ventrolateralknoten  und 
einem  ebenfalls  nur  schwachen  Extern(siphonal)knoten. 
Zwischen  den  relativ  weitständigen  Hauptrippen  meist  feine 
Rippen  ohne  Umbilikal-  und  Ventrolateralknoten. 

Von  den  im  gleichen  Niveau  am  Benberg  viel  häufiger  vor- 
kommenden Pseitdocalycoceras  dentonense  (Moreman)  mit 
einer  gleichen  Anzahl  von  Knoten  (7  je  Hauptrippe)  lassen 
sich  selbst  schlecht  erhaltene  Reste  von  E.  septemseriatum 
durch  ihre  viel  unregelmäßigere  und  weitständigere  Berip- 
pung einfach  unterscheiden. 

Das  kleine  von  DacquE  als  ,,Acanthoceras  rhotomagense" 
abgebildete  Stück  vom  Winzerberg  (1939:  Taf.  6,  Fig.  5)  ent- 
spricht nach  der  kurzen  Beschreibung  und  nach  der  Abbil- 
dung DacquE's  weitgehend  dem  vorliegenden  Material  und 
dürfte  hier  anzuschließen  sein. 

Nicht  zu  £.  septemseriatum,  sondern  zu  Kamerunoceras 
ist  ein  von  Renz  (1982:  97,  Taf.  21,  Fig.  8)  abgebildetes  Win- 
dungsbruchstück aus  dem  höheren  Turon  Venezuelas  zu  stel- 
len. 

Verbreitung:  E.  septemseriatum  hat  in  der  oberceno- 
manen  Metoicoceras  geslinianum  Zone  eine  nahezu  weltweite 
Verbreitung  und  ist  in  Mittel-  und  Nordwesteuropa,  den 
USA  (Montana,  Utah,  Colorado,  Kansas,  Texas,  California), 
Mexiko,  Japan,  Nigeria  und  Angola  nachgewiesen. 


Subfamilie  Mammitinae  Hyatt,  1900 
Gattung  Metoicoceras  Hyatt,  1903 

Metoicoceras  geslinianum  (d'Orbigny,  1850) 
Taf.  3,  Fig.  12-16 

1850  Ammomtes  Geslinuinus,  D'OrbiGNY:  146 

1939  Pulchellta  geslnuana,   DaCQUE:  88,  Taf.  6,  Fig.  3,  4 

1979  Metoicoceras  geslimanum,    WiEDMANN  &  SCHNEIDER:  672, 

Taf.  10,  Fig.  6 
1981   Metoicoceras     geslinianum,      KENNEDY     &     JuiGNET:     39, 

Abb.  7d-e,  8a-c,  9a,  e,  10a 
1981   Metoicoceras  geslinianum,  WRIGHT  &  KENNEDY:  62,  Taf.  17, 

Fig.  2,  Taf.  18,  Fig.  1,  2,  Taf.  19,  Fig.  1,2,  Taf.  20,  Fig.  1-3, 

Taf.  21,  Fig.  1-2,  Abb.  19C-E,  20,  21  A-D 
Synonymie  in  WrighT  &  KENNEDY  (1981:  62) 

Material:  12  annähernd  vollständige,  jedoch  stark  ver- 
drückte Exemplare;  ca.  60  Fragmente  (BSP  1982  XIX  36^8) 

Abmessungen: 

D              Wh  U  Rippen 

1982X1X36    -140  —  —                          — 

1982X1X37        102  49(0,49)  13  (0,13)  -28 

1982X1X38        100  48(0,48)  12  (0,12)            32 

1982X1X39          75  40(0,53)  7  (0,09)  >26 

1982X1X40         48  26(0,54)  6,5(0,14)            26 

1982X1X41          43  24(0,55)  6  (0,14)            27 

1982X1X42          40  21(0,53)  5  (0,13)            27 

1982X1X43          35  18(0,51)  6  (0,17)            24 

1982X1X44          32  17(0,53)  4  (0,13)  -27 

1982X1X45          22  13(0,59)  3  (0,14)  -27 

Bemerkungen:  In  dem  vorliegenden  Material  überwie- 
gen (>75%)  Reste  von  kleineren  Individuen.  Die  insgesamt 


133 


relativ  hohen  Werte  für  die  Windungshöhe  (>  0.50)  bzw.  die 
scheinbar  geringen  Nabelweiten  (<0.14)  sind  durch  die 
starke  Verdrückung  dieser  hochmündigen  Art  zu  erklären. 
Dadurch  ist  auch  die  Unterscheidung  eines  Dimorphismus, 
wie  ihn  Wright  &  Kennedy  (forma  a  und  ß)  beschreiben, 
nicht  möglich.  Die  relativ  lange  anhaltende  Entwicklung  der 
ventrolateralen  Clavi  (bis  zu  Durchmessern  über  100  mm) 
würde  für  eine  Dominanz  der  ß-Dimorphen  sprechen. 

In  der  Ammonitenfauna  vom  Benberg  stellt  M.  geslinia- 
num  mit  ca.  30%  nicht  nur  den  größten  Anteil,  sondern  hat 
auch  die  größte  Reichweite  im  Profil:  einzelne  Vertreter  sind 
noch  im  obersten  Bereich  der  Kalkmergel-Bank  zu  finden. 

Vorkommen:  M.  geslinianum  kommt  relativ  häufig  in 
den  obercenomanen/>/e««s-Mergeln  (A/.  geslinianum  Zone) 
Südenglands  und  Nordfrankreichs  vor,  weiterhin  in  der  Säch- 
sisch-Böhmischen Kreide,  in  Spanien,  Texas  und  dem  mittle- 
ren Westen  (westem  interior)  der  USA,  in  Nigeria  und  Ango- 
la, und  nach  Chancellor  (1982:  83)  auch  in  N-Mexiko,  Ko- 
lumbien, Iran  und  Turkestan. 


Familie  Vascoceratidae  Späth,  1925 

Gattung  Vascoceras  Choffat,  1898 

Vascoceras  diartumum  (d'Orbigny,  1850) 
Taf.  3,  Fig.  1-5 

1850  Ammonites  diartianus,  D'OrbignY:  146 

1977  Vascoceras  duxrttanum,    KENNEDY  &  JuiGNET:  584,  Taf.  1, 

Fig.  la-2h,  Taf.  2,  Fig.  la-c,  Abb.  2 
1981   Vascoceras  diartianum,    Wright  &  KENNEDY:  86,  Taf.  17, 

Fig.  1,  Abb.  29A-F 

Material:  24  mehr  oder  minder  unvollständige,  stark 
verdrückte  Reste  (BSP  1982  XIX  1-8) 


Abmessungen:  (in  mm) 

D  Wb  Wh                       U 

1982X1X1  34  -  14     (0,41)  7     (0,21) 

1982X1X2  30  -  11      (0,37)  7     (0,23) 

1982X1X3  29  -  11      (0,38)  6,5(0,22) 

1982X1X4  27  -  11,5(0,43)  7     (0,26) 

1982X1X5  22  -  9     (0,41)  6     (0,27) 

1982X1X6  16  -  6,5(0,41)  3,5(0,22) 

Beschreibung  und  Beziehungen:  Dieser  frühe,  über 
lange  Zeit  nahezu  vergessene  kleinwüchsige  Vascoceratide  ist 
von  Kennedy  (1977,  1981)  eingehend  beschrieben  worden. 
Das  vorliegende,  stark  verdrückte  Material  entspricht  den 
französischen  Stücken.  Mäßig  evolut;  Umgänge  gedrungen, 
breiter  als  hoch.  9-10  kräftige,  radial  gestreckte  konische 
Umbilikalknoten,  an  denen  2-3  nach  außen  rasch  abflachende 
Rippen  entspringen;  unregelmäßig  eingeschaltet  schwächere, 
meist  nur  angedeutete  Sekundärrippen.  Rippen  queren  Ex- 
ternseite in  einem  seichten  Bogen.  Schwache,  seichte  Ein- 
schnürungen (bis  zu  ?  5  pro  Umgang).  Sutur  aus  einfachen, 
wenig  zerschlitzten  Elementen. 

Wie  bereits  Kennedy  (1981:  87)  ausführte,  zeigt  V.  siha- 
nense  Choffat  aus  dem  oberen  Cenoman  Portugals  nach 
Form  und  Skulptur  die  größten  Ähnlichkeiten.  Enge  Bezie- 
hungen bestehen  auch  zu  V.  venezolanum,  forma  d  (Renz, 
1982:  82).  Mit  mehr  als  20  Resten  handelt  es  sich  bei  dem  Re- 
gensburger Material  um  das  bislang  umfangreichste,  und  mit 
Durchmessern  bis  34  mm  (bzw.  Wh  bis  15  mm)  auch  um  die 
größten  Vertreter  von  V.  diartianum. 

Verbreitung:  V.  diartianum  ist  bislang  aus  dem  An- 
glo-Pariser  Becken  aus  den  /)/e««s-Mergeln  (Metoicoceras 
geslinianum  Zone)  von  St.  Calais,  Sarthe  und  der  Isle  of 
Wight  beschrieben  worden.  Im  Profil  am  Benberg  ist  die  Art 
auf  den  mittleren  Teil  der  Chondrites-hage  (zusammen  mit 
C.  naviculare  und  Worthoceras  vermiculum  beschränkt. 


STRATIGRAPHISCHE  ERGEBNISSE 


Die  zum  Teil  gegensätzlichen  Meinungen  über  das  Alter 
der  Eibrunner  Mergel  -  Obercenoman,  Obercenoman/Un- 
tenuron  oder  Unterturon  -  wurden  von  Oschmann  (1958: 
81  ff.)  eingehend  diskutiert.  Seine  Einstufung  ins  oberste  Ce- 
noman/unterste  Turon  wurde  durch  Weiss  (1981,  1982)  und 
RiscH  (in  dieser  Arbeit)  mittels  planktonischer  Foraminiferen 
bestätigt. 

Danach  gehören  die  basalen  2,3  m  noch  zur  obercenoma- 
nen  cushmani-Zone.  Dafür  spricht  auch  die  Makrofauna  mit 
Inoceramus  pictus  bohemicus  Leonhard,  Actinocamax  ple- 
nus  Blainv.  und  den  Ammoniten.  Ähnliche  Ammonitenfau- 
nen  mit  Calycoceras  naviculare,  Pseudocalycoceras  dentonen- 
se,  Euomphaloceras  septemseriatum,  Metoicoceras  geslinia- 
num und  Vascoceras  diartianum  sind  aus  der  M.  geslinia- 
num/S.  gracile-Zone  des  obersten  Cenoman  des  Anglo-Pari- 
ser  Beckens  (u.  a.  Wright  &  Kennedy  1981,  Kennedy  & 
Juignet  1981,  AmEdro  et  al.  1981 ,  Robaszynski  et  al.  1982)  be- 
schrieben worden  bzw.  zusätzlich  mit  Worthoceras  vermicu- 
lum und  Hemiptychoceras  reesidei  aus  dem  mittleren  Westen 
der  USA.  Rotalipora  cushmani  reicht  über  das  letzte  Vor- 


kommen von  M.  geslinianum  in  der  Kalkmergelbank  bis 
mindestens  2,3  m.  Die  darüber  folgenden  1,7  m  Mergel  ent- 
halten eine  Foraminiferen-Fauna  der  archaeocretacea-Zone, 
und  ab  4  m  über  der  Basis  beginnt  die  helvetica-Zone  des  Un- 
terturons. 

Beim  Vergleich  mit  der  Sächsisch-Böhmischen  Kreide  (und 
den  in  Oberösterreich  erbohrten  Vorkommen  [Wessely  et  al. 
1981])  fällt  eine  gewisse  Übereinstimmung  in  der  faziellen 
Entwicklung  des  Obercenoman  auf:  über  glaukonitreichen 
Sandsteinen  folgen  Mergel  und  Kalkmergel,  die  schließlich  in 
Mergelkalke  übergehen.  Diese  zur  plenus -Zone  gerechneten 
Mergel  und  Kalkmergel  -  Dölzschener  Schichten  in  Sach- 
sen (Prescher  1981:  370)  bzw.  die  höheren  Korycany- 
Schichten  in  Böhmen  (Cech  et  al.  1980: 284,  Klein  et  al.  1982: 
40)  -  lieferten  zwar  vergleichbare  Muschel-Faunen  und  Acti- 
nocamax plenus,  Ammoniten  und  Mikrofaunen  bheben  je- 
doch bislang  auf  einzelne  Vorkommen  beschränkt  (M.  gesli- 
nianum in  Sachsen,  C.  cf.  naviculare  in  Böhmen).  Eine  Se- 
dimentationsunterbrechung, wie  sie  Klein  et  al.  (1982:  43) 
teilweise  für  Böhmen  annehmen,  ist  für  den  zentralen  Bereich 


134 


des  Regensburger  Golfes  nicht  nachweisbar;  über  der  Kalk- 
mergelbank setzt  sich  die  Mergelfazies  der  basalen  2  m  unver- 
ändert fort. 

Eine  direkte  Meeresverbindung  zwischen  Regensburger 
und  Sächsisch-Böhmischer  Kreide  über  die  Mitteldeutsche 
Schwelle  bestand  zur  Zeit  der  Eibrunner  Mergel  nicht  und 
dürfte  auch  später  nicht  bestanden  haben.  Die  viel  zitierten 
engen  Faunenbeziehungen  sind  durch  die  sehr  ähnliche  fa- 
zielle  Entwicklung  und  damit  den  sehr  ähnlichen  ökologi- 
schen Verhältnissen  zu  erklären.  Ein  direkter  Faunenaus- 
tausch war  jedoch  über  eine  östlich  des  Böhmischen  Massivs 
gelegene  Meeresverbindung  möglich. 

Eine  interessante  Parallelentwicklung  besteht  mit  dem  öst- 
lichen Niedersachsen.  Auch  dort  ist  das  Vorkommen  von  Ac- 
tinocamax  plenus  (Blainv.)  auf  einen  nur  geringmächtigen 
Horizont,  die  sog.  /?/e«H5-Bank  beschränkt  (vgl.  S.  129),  an 


deren  Basis  -  ähnlich  wie  am  Benberg  -  eine  regional  bedeut- 
same Chotidrttes-Lage  auftritt.  Im  Regensburger  Raum  ist 
die  Chondntes-La.ge  mit  einer  identischen  Fauna  noch  ca. 
5  km  südlich  am  Winzerberg  ausgebildet;  am  Mühlberg  bei 
Bad  Abbach  konnte  sie  nicht  nachgewiesen  werden.  Von  der 
ca.  100  km  südöstlich  in  der  Braunauer  Senke  gelegenen  Boh- 
rung Birnbaeh  1  wurde  jedoch  eine  Chondrites-Lzge  in  etwa 
gleicher  stratigraphischer  Position  aus  einer  den  Eibrunner 
Mergeln  vergleichbaren  Abfolge  von  dunklen  Mergeln  aus 
derTeufevon  1360-1369  m  beschrieben,  die  nach  der  kurzen 
Charakterisierung  -  ,, schwarze  Mergelkalke  mit  vielen 
Fischresten,  Pecten,  kleinwüchsiger  Muschelfauna,  Fucoi- 
den,  SchwefelkiesknöUchen. . ."  (unveröffentl.  Ber.)  -  gut 
den  Verhältnissen  am  Benberg  entspräche.  Nach  Risch 
(1983:  145)  sind  die  Mergel  ab  1364, 50  Teufe  zur  obercenoma- 
nen  cushmani-Zone  zu  rechnen,  ab  1358,70  m  zur  untertu- 
ronen  helvetica-Zone. 


LITERATUR 


135 


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Tafel  1 


Fig.     1-9:     Worthoceras  vermiculiirti  (Shvmakd) 


Fig 
Fig 

1 

2 

Fig 

3 

Fig 

4 

Fig 

5 

Fig 

6 

Fig 

7 

Fig 

8 

Fig 

9 

BSP  1982  XIX  58,  x6 
BSP  1982  XIX  59,  X6 
BSP  1982  XIX  64,  X6 
BSP  1982  XIX  61,  X6 
BSP  1982  XIX  63,  x8 
BSP  1982  XIX  53,  x6 
BSP  1982  XIX  54,  x5 
BSP  1982  XIX  57,  x6 
BSP  1982  XIX  65,  x8 


Übergang  zu  W.  ,,gibbosum" 


,,gihbosum' 
,,gibbosum' 


Zitteliana  10,  1983 


Förster,  R.,  Meyer,  R.  &  Risch,  H. 


Tafel  1 


Tafel  2 


Fig.     1-4:     Pseudocalycoceras  dentonense  (MOREMAN) 

Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 

Fig. 


BSP  1982  XIX  16,  xlV, 
BSP  1982  XIX  15,  xl 
BSP  1982  XIX  14,  XI 
BSP  1982  XIX  20,  x  1 


Fig. 
Fig 
Fig 

Fig. 
Fig 
Fig 
Fig 
Fig 
Fig 


6-  7: 
.     6: 

7: 

-12: 
8: 
9 

10 

11 

12 


Calycoceras  sp.,  cf.  navicuLre  (Mantell) 

BSP  AS  XVII  8,  xl;  höherer  Grünsandstein,  Kapfeiberg  bei  Kelheim;  Original  DacQUE 

(1939:69,  Taf.  IV,  Fig.  2,2a) 

Pseudocatycoceras  cf.  harpux  (Stoliczka) 
BSP  1982  XIX  21,  xl 
BSP  1982  XIX  22,  xl 

Calycoceras  nazncuUre  (ManTELL) 

BSP  1982  XIX  35,  x  I 

BSP  1982  XIX  26,  XI 

BSP  1982  XIX  28,  xl 

BSP  1982  XIX  25,  xl 

BSP  1982  XIX  23,  x'A 


Zitteliana  10,  1983 


Forster,  R.,  Meyer,  R.  &  Risch,  H. 


Tafel  2 


Tafel  3 


Fig.     1-5:     Vascoceras  diartianum  {D'Okb,\GN\) 

Fig. 
Fig. 
Fig 
Fig 
Fig 


BSP  1982  XIX  2,  xl'A 
BSP  1982  XIX  8,- xl'A 
BSP  1982  XIX  4,  xl'A 
BSP  1982X1X3,  xl'A 
BSP  1982  XIX  1,  Xl'A 

Fig.    6-  8:  Eiwmphaloceras  septemsenatum  (Ckagw) 

Fig.    6:  BSP  1982  XIX  II,  x2 

Fig.     7:  BSP  1982  XIX  13,  X2 

Fig.    8:  BSP  1982  XIX  10,  Xl'A 

Fig.    9-10:     Hemiptychoceras  c{.  reesidei  COBBAN  &  SCOTT 
Fig.    9:       BSP  1982  XIX  49,  X3 
Fig.  10:       BSP  1982  XIX  50,  x4 

Fig.         11:     }  Hemiptychoceras  sp. 
BSP  1982  XIX  52,  xl'A 

Fig.  12-16:  Metotcoceras gesliniatium  {D'Okr\CN\) 

Fig.  12:  BSP  1982  XIX  43,  xl 

Fig.  13:  BSP  1982  XIX  40,  Xl 

Fig.  14:  BSP  1982  XIX  47,  xl 

Fig.  15:  BSP  1982  XIX  48,  x'A 

Fig.  16:  BSP  1982  XIX  37,  x'A 


alle  Photo:  F.  HöCK 


Zitteliana  10,  1983 


Förster,  R.,  Meyer,  R.  &  Risch,  H. 


Tafel  3 


143 


Zitteliana 

10 

143-153 

München,  I.Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

Zur  Mikrobiostratigraphie  der  Regensburger  Kreide 


Von 
HANS  RISCH'-) 

Mit  1  Tafel 


ABSTRACT 


It  is  attempted  to  revise  bore-profile  subdivisions  applying 
new  results  available  on  the  planctonic  foraminiferal  zona- 
tion.  Only  minor  differences  exist  in  the  purely  marine  part 
compared  to  Tillmann  ( 1 964) .  The  revision  of  microfossil  de- 
terminations  of  the  non-marine  part,  however,  gives  evidence 
that  the  first  marine  transgression  over  the  Landshut-Neuöt- 


ting  up  lift  to  the  north  took  place  as  late  as  that  of  the  Regens- 
burg-Grünsandstein during  Upper  Cenomanian  times.  The 
microfauna  of  marine  intercalations  -  as  it  was  assumed  earlier 
-  in  the  underlying  Amberger  Erzformation,  only  consists  of 
allochthonous  reworked  jurassic  forms. 


KURZFASSUNG 


Mit  Hilfe  neuerer  Daten  zur  Foraminiferen-Zonengliede- 
rung  wird  eine  Teilrevision  älterer  Untergliederungen  von 
Bohrprofilen  versucht.  Im  rein  marinen  Anteil  ergeben  sich 
geringfügige  Änderungen  gegenüber  Tillmann  (1964).  Die 
Revision  von  Mikrofossilbestimmungen  im  nichtmarinen 
Anteil  liefern  -  entgegen  früheren  Darstellungen  -  Hinweise 


dafür,  daß  der  erste  marine  Vorstoß  über  das  Landshut- 
Neuöttinger  Hoch  hinweg  nach  Norden  erst  mit  dem  Re- 
gensburger Grünsandstein  im  Obercenoman  erfolgte.  Die 
Mikrofaunen  aus  vermeintlich  marinen  Zwischenschaltungen 
der  Amberger  Erzformation  im  Liegenden  bestehen  aus- 
schließlich aus  umgelagerten  Jura-Formen. 


EINLEITUNG 


Die  Erforschung  der  Oberkreideablagerungen  am  Süd- 
westrand der  Böhmischen  Masse  hat,  nach  Untersuchungen 
von  Lehner,  Trusheim  u.  Dacqu£  in  den  zwanziger-dreißiger 
Jahren,  nach  dem  Krieg  einen  Aufschwung  erlebt,  u.  a.  be- 
sonders durch  Arbeiten  von  Tillmann.  Ihm  standen  Profile 
von  durchlaufend  gekernten  Bohrungen  zur  Verfügung,  so- 
wohl aus  dem  Beckenzentrum  der  Regensburger  Kreide  im 
Molasseuntergrund  -  der  Braunauer  Senke  -  als  auch  aus  tek- 
tonisch  stärker  beanspruchten  Randbereichen,  wie  dem  Am- 
berg-Auerbacher  Gebiet.  Bei  den  Untersuchungen  wurden 
Mikrofaunen  ausgeschlämmt  und  -  nach  dem  damaligen 
Stand  der  Kenntnisse,  etwa  ab  1952  -  zur  stratigraphischen 
Gliederung  mit  herangezogen.  Sie  sind  -z.T.  noch  wenig  be- 
arbeitet -  beim  Bayerischen  Geologischen  Landesamt  hinter- 


legt. Inzwischen  hat  die  Erweiterung  der  Kenntnisse  -  beson- 
ders was  die  Zonengliederung  mit  planktonischen  Foramini- 
feren  betrifft  -  eine  Überprüfung  derselben  wünschenswert 
erscheinen  lassen.  Sie  wird  derzeit  durchgeführt.  Hier  soll 
über  erste  Ergebnisse  (vgl.  Meyer  et  al.  1981)  ausführlicher 
berichtet  werden.  Zunächst  wird  die  stratigraphische  Einstu- 
fung ausgewählter  Profilabschnitte  im  rein  marinen  Anteil  der 
Braunauer  Senke  untersucht.  Sodann  geht  es  um  eine  Revi- 
sion von  Mikrofossilbestimmungen  aus  dem  nichtmarinen 
Anteil  -  der  Amberger  Erzformation  -  im  Liegenden  der  ma- 
rinen Folge  des  nördlichen  Randbereiches.  Mikrofaunen  aus 
zwischengeschalteten  Tonlagen  derselben  wurden  in  das  Alb 
bis  Untercenoman  eingestuft  und  als  Beleg  für  einen  zeitwei- 
ligen marinen  Einfluß  gewertet. 


'')  H.   RiSCH,   Bayerisches   Geologisches   Landesamt,   Prinzregen- 
tenstr.  28,  8000  München  22 


144 


A.  TEILREVISION  VON  MIKROFAUNEN  DES  MARINEN  ANTEILS 

AUS  ÄLTEREN  BOHRUNGEN 


Neben  der  laufenden  mikrobiostratigrapliisclien  Unter- 
gliedeiung  neuerer  Aufschluß-  und  Hohrprofile,  die  hier 
nicht  berücksichtigt  sind,  wurde  eine  Teilrevision  an  Mikro- 
fossilmaterial  aus  älteren  Bohrprofilen  durchgeführt.  Eine 
wichtige  Arbcitsgrundlagc  bildete  dabei  der  Atlas  zur  Mittel- 
kreide-I'oraminiferen-Plankton-Zonierung  (Rohas/.vnski  & 
Caron,  1979)  sowie  eine  Reihe  von  Arbeiten  aus  dem  Kreis 
der  daran  beteiligten  Arbeitsgruppe  europäischer  Mikropa- 
läontologcn.  Ziel  war,  anhand  neuester  mikropalaontologi- 
scher  Bestimmungsliteratur  bisherige  Einstufungen  und 
Gliederungen  (Tillmann,  1964,  151-155)  zu  überprüfen. 
Folgende  Profilabschnitte  in  folgenden  Bohrungen  (vgl. 
Mi'.vi:n  et  al.  1981 :  70  u.  Taf.  4)  wurden  genauer  untersucht: 

1.  Bohrung  Parkstetten   1  (1959,  Blatt  Münster  7034) 

a)  Feinsandmergel,  Cardienton,  Weilloher  Mergel 

b)  Ccnoman/Turon-Grenze  (Eibrunner  Mergel) 

2.  Bohrung  Birnbach  1  (1939,  Blatt  Birnbach  7544) 

a)  Coniac/Santon-Grenze 

b)  Cenoman/Turon-Grenze 

3.  Bohrung  Barbing  I   (1959,  Blatt  Oonaustauf  6939) 

a)  Pulverturmschichten,  Reinhausener  Schichten 

b)  Eibrunner  Mergel  mit  Cenoman/Turon-Grenze 


1.  BOHKUNG  PARKSTETTEN  1 

a)  Feinsandmergel,  Cardienton,  Weilloher  Mergel 

IV/425/1  (530,00-532,00  m)  Feinsandmergcl: 
Marfiinotruncana  pseudolinneiana  Pi;ssac;nO 
Dicarinella  assymetrica  (SiGAL) 
Alter:  Unter-Santon  (concavata-'/.onc) 

-3  (555,00  m): 

Marginotruncana  marginata  (RUUSS) 
Dicarinella  concavata  (BroTZEN) 
Archacoj^lohijicrina  crelacea  (d'Orbicny) 
Alter:  Umcr-S.imon  (anicavata-Zimc) 

-6  (5X0,00-582,00  m): 

Atii rpnotruncjiia  marj^mata 

Mtirginotrtouarui  picudolmncitina 

Anhaeoglubigcrwa  crctacea 

Neoflabelliiui  SHturulis  praecunur  (Wl Dl  KIND) 

Alter:  Untcr-Santon/Coniac 

-60  (649,20-650,20  m)  Cardienton: 
Mary^motruncana  paracnncavata  PoRTHAULT 
Marpnotruncana  marymata  (Reuss) 
Archaeoglohtgenna  hlowi  PliSSAt.Nt) 
Alter:  Coni.ic  (concavata-Zonc) 

-69  (658,60-659,70  m): 

Ma  rginotruncana  paraconcavata 

Margmotruncana  marginata 

M arginotruncana  coronata  (BoLLi) 

A  rcha  eoglobigerina  hlowi 

Archaeoglobigcrmu  cretacea 

Alter:  Coniac  {concavata-T.one) 

-93  (685,90-686,90  m)  Weilloher  Mergel: 
Dicarinella  concavata 
Marginotruncana  iinuosa  PoKiHAin  1' 
Marginotruncana  picudolirniciana 
Alter:  Coniac  (concavata-'/.oni:) 


-98  (691,30-692,30  m): 
Dicarinella  concavata 
Dicarmclla  prmiittva  (Dalbiez) 
Marginotruncana  sinuosa 
Marginotruncana  pseudolinneiana 
Alter:  Coniac  (concavata-7.one) 

-104  (697,60-698,50  m): 
Dicarinella  concavata 
Marginotruncana  sinuosa 
Marginotruncana  marginata 
Marginotruncana  sigali  (Reichel) 
Alter:  Coniac  (concavata-7.one) 

Ergebnis:  In  Übereinstimmung  mit  Tillmann  (1964) 
kann  bestätigt  werden,  daß  die  E'einsandmergel  bis  in  das  Un- 
tersanton hinaufreichen  und  der  Cardienton  dem  Coniac  zu- 
zurechnen ist.  Die  Weilloher  Mergel  dagegen  sind  nicht,  wie 
bei  T:llmann,  in  das  Oberturon,  sondern  ebenfalls  schon  in 
das  Coniac  einzustufen.  Aus  dem  entsprechendem  Abschnitt 
der  Bohrung  Barbing  liegen  keine  Mikrofaunen  vor.  Von  der 
Bohrung  Birnbach  1  gibt  es  zwei  relativ  reiche  Mikrofaunen 
aus  deren  tiefstem  Teil,  die  jedoch  bisher  keine  genauere  Ein- 
stufung zulassen. 

b)  Cenoman/Turon-Grenze  (Eibrunner  Mergel) 

IV/425/136  (805,10-806,15  m): 

Dicarinella  hagni  (ScHElliNEROVA) 

Dicarinella  imbncata  (MoRNOD) 

WhiteinclLi  brittonemn  (LoEBLlCH  &  TaI'PAN) 

WhitemclLi  paradubia  (SiCAL) 

Alter:  Unter-Turon  (helvetica-Zone) 

-137  (806,15-807,30  m): 
Praeglobotruncana  helvetica  (Bm  1 1) 
l'raeglobotruncana  gibha  Kl  AUS 
Dicarinella  hagni 

Wliiteincll.i  .irchaeocret.icea  Pessagno 
Alter:  Unter- Turon  (hclvetica-7.one) 

-138  (807,30-808,45  m): 

Praeglobotruncana  stephani 

Dicarinella  hagni 

Dicarinella  imhricata 

Dicarmclla  algcriana  (CaroN) 

Whiteinclla  baltica  DOUGLAS  &  Rankin 

Alter:  Oberstes  Obercenoman  bis  unterstes  Unterturon 

(archaeocretacea-7.one) 

-139  (808,45-809,70  m): 

Praeglobotruncana  stephani 

Dicarinella  hagni 

Dicarinella  imbricata 

Whiteinclla  archaeocretacea 

Alter:  Ccnoman/Turon-Crenze  (archaeocretacea-Zone) 

-140  (810-810,10  m): 

Praeglobotruncana  praehclvctica  (TruJILLO) 

Praeglobotruncana  stephani 

Praeglobotruncana  delrioensis  (Plummer) 

Whiteinclla  baltica 

Whitemella  archaeocretacea 

Alter:  Oberstes  Obercenoman  (archaeocretacea-Zone) 

-141  (811,50-811,70  m)  Regensburger  Grünsandstein: 

Hedbcrgclla  cf.  hoeh.li  (Hagn  &  Zeil) 

Alter:  Oberstes  Obercenoman  (archaeocretacea-Zone  ?) 

Ergebnis:  Die  Cenoman/Turon-Grenze  liegt  etwa 
knapp  3  m  über  der  Basis  der  Eibrunner  Mergel.  Nach  Till- 


145 


MANN  (1964)  fiel  sie  noch  mit  deren  Oberkante  zusammen. 
Ohmekt  (1967)  erkannte  einen  scharfen  Faunenschnitt  4  m 
über  der  Basis.  Außerdem  konstatierte  er  das  Einsetzen  zwei- 
kieiiger  Globotruncanen  2  m  über  der  Basis.  Nach  neuerem 
Stand  handelt  es  sich  dabei  jedoch  um  die  Gattung  Dicarinel- 
la,  die  ab  dem  obersten  Cenoman  vorkommt.  Bemerkens- 
wert ist  vielleicht  auch,  daß  hier  der  tiefere  Teil  der  Eibrunner 
Mergel  (und  eventuell  auch  der  höchste  Teil  des  Regensburger 
Grünsandsteins)  noch  der  archaeocretacea-Zone  anzugehö- 
ren schemt. 


2.  BOHRUNG  BIRNBACH  1 

a)  Coniac/Santon-Grenze 

K  14/50  (987,70  m): 

Marginotruricana  pscndolinneiana 

A  rchaeoglobigerma  cretacea 

Stensiöina  praecxculpta  (KELLliR) 

Neoßabdlina  suturalis  praecursor  (WeuekinD) 

Neoßabellina  ovalis  (Wedekind) 

Alter:  Santon 

-(1021,30  m): 

Dicarmella  concavata 

Marginotruricana  paraconcavata 

Alter:  (höheres  Coniac  ?-)  Unter-Santon  (concavata-Zone) 

-(1086,30  m): 

Dicarinella  concavata 

Archaeoglohigerina  cretacea 

Stensiöina  praecxculpta 

Alter:  (höheres  Coniac  ?-)  Unter-Santon  (concavata-Zone) 

-  (1097,40  m): 

Dicarinella  concavata 

Marginotruncana  paraconcavata 

Marginotruncana  coronata 

Margmotruncana  tarfayensis  (LEHMANN) 

Archaeoglohigerina  cretacea 

Neoflahellina  praerugosa  HiLTERMANN 

Alter:  höheres  Coniac  bis  unterstes  Santon  (concavata-Zone) 

-(1108,70  m): 

Dicarmella  concavata 

Marginotruncana  smuosa 

Margmotruncana  margmata 

Archaeoglohigerina  cretacea 

Alter:  höheres  Coniac  (-unterstes  Santon?)  (concavata-Zone) 

-(1135,80  m): 
Marginotruncana  marginata 
Marginotruncana  sinuosa 
Archaeoglohigerina  cretacea 
Karsteneis  karstenei  karstenei  (Reuss) 
Alter:  höheres  Coniac 

Ergebnis:  Die  von  Tiiimann  (1964)  festgelegte  Grenze 
liegt  im  Bereich  der  concavata-Zone 

b)  Cenoman/Turon-Grenze 

K  14/50  (1344,00  m): 
Marginotruncana  remi  (Gandolfi) 
Praeglohotruncana praehelvetica  (Trujiih^) 
Praeglohotruncana  aumalensis  (SiGAL) 
Whiteinella  haltica  Douglas  &  Rankin 
Whiteinella  archaeocretacea  Pessagno 
Cythereis  longaeva  adulescens  Ohmert 
Alter:  Mittel-Turon  (höhere  helvetica-Zone) 

-(1358,70  m): 
Dicarinella  hagni 
Dicarinella  imhricata 


Praeglohotruncana  helvctica 

Praeglohotruncana  stephani 

Praeglohotruncana  gihha 

Whiteinella  archaeocretacea 

Whiteinella  paraduhia 

Alter:  Unter-Turon  (tiefere  helvetica-Zone) 

-  (1364,40  m): 

Rotalipora  cushmani 

Praeglohotruncana  aumalensis 

Praeglohotruncana  stephani 

Alter:  Ober-Ccnoman  (höchste  c«s/;md«;-Zone) 

Ergebnis:  In  diesem  Profilabschnitt  ergibt  sich  eine  völlig 
neue  Gliederung.  Die  nach  Tiiimann  (1964)  mittelturonen 
Mergelkalke  und  Mergel  gehören  im  tieferen  Teil  (ab 
1364,50  m)  dem  Ober-Cenoman  an.  Das  bedeutet,  daß  dem 
Regensburger  Grünsandstein  hier  eine  größere  Mächtigkeit 
(34,00  m  gegenüber  1,30  m  bisher)  zukommt.  Darüber  ist 
Unter-Turon  erstmals  bei  1358,70  m  und  Mittel-Turon  erst 
ab  1344,00  m  nachweisbar. 


3.  BOHRUNG  BARBING  1 

a)  Pulverturmschichten,  Reinhausener  Schichten 

IV/426  (103,20  m)  Pulverturmschichten: 
Whiteinella  sp. 

Cythereis  cf.  amhigua  OllMERT 
Alter:  Mittel-Turon 

-  (107,60  m)  Glaukonitmcrgcl: 
Marginotruncana  pseudnltnnciana 
Cythereis  cf.  amhigua 
Cythereis  cf.  subtilis  Ohmert 
Mosaleheris  interruptoidea  (van  Veen) 
Alter:  Mittel-Turon 

Die  beiden  folgenden  Proben  (120-124  m)  .lus  den  Eisbuckel- 
schichten enthalten  keine  charakteristischen  Leitformen.  Als 
nächstälteres  liegen  erst  wieder  Proben  aus  den  Reinhausener 
Schichten  vor. 

-  (180,75  m)  Reinhausener  Schichten: 
Margmotruncana  sp. 

Whiteinella  archaeocretacea 
Whiteinella  haltica 
Alter:  Unter-Turon 

Ergebnis:  Die  bisherige  Gliederung  kann  mit  wenigen 
Formen  hinreichend  bestätigt  werden. 

b)  Eibrunner  Mergel  mit  Cenoman/Turon-Grenze 

Der  unterste  Teil  der  von  Tu. l. mann  als  Reinhausener 
Schichten  ausgeschiedenen  Folge  gehört  nach  der  Mikro- 
fauna  schon  zu  den  Eibrunner  Mergeln. 

IV/426  (181,90-183,00  m) 
Marginotruncana  renzi 
Dicarinella  hagni 
Praeglohotruncana  helvetica 
Praeglohotruncana  gihha 
Whiteinella  archaeocretacea 
Whiteinella  paraduhia 
Alter:  Unter-Turon  (helvetica-Zone) 

-(185,20-186,20  m): 
Dicarinella  hagni 
Praeglohotruncana  helvetica 
Praeglohotruncana  gihha 
Praeglohotruncana  stephani 
Praeglohotruncana  delrioensis 
Whiteinella  archaeocretacea 


146 


Hedbergella  ex  gr.  simplex  (MORROW) 
Alter:  Unter-Turon  (tiefste  helvetica-Zone) 
In  dieser  Probe  dürfte  auch  noch  die  archaeocretacea-Zone  ent- 
halten sein. 

-(186,20-187,20  m): 

Rotalipora  cusbmant  (MoRROW) 

Whiteinella  baltica 

Praeglohotruncana  stepham 

Alter:  Ober-Cenoman  (cHshmani-Zone) 

-(187,80-188,40  m): 

Rotalipora  cushmani 

Whiteinella  baltica 

Whiteinella  brittonensis 

Alter:  Ober-Cenoman  (cushmarn-Zone) 

-(188,40-189,00  m): 

Rotalipora  cushmam 

Whiteinella  baltica 

Alter:  Ober-Cenoman  (cushmani-Zone) 

Die  nächst  tiefere  Probe  stammt  erst  wieder  von  der  Basis 
des  Regensburger  Grünsandsteins  (200,20  m),  führt  aber 
keine  Mikrofauna.  Die  nächst  tiefere,  einzige  Probe  aus 
den  Schutzfelsschichten  (204, 10  m)  ist  ebenfalls  mikrofos- 
silleer. 


Ergebnis  :  Soweit  Probenmaterial  vorliegt,  kann  die  bis- 
herige Gliederung  -  mit  Ausnahme  der  Cenoman/Turon- 
Grenze  -  bestätigt  werden.  Diese  liegt  innerhalb  der  Eibrun- 
ner  Mergel  oberhalb  186,20  m  und  damit  ca.  3  m  über  deren 
Basis. 

Zusammenfassung:  Eine  Teilrevision  von  Mikrofau- 
nen  aus  drei  älteren  Bohrungen  durch  die  Regensburger 
Kreide  des  Molasseuntergrundes  im  Gebiet  von  Regensburg, 
Straubing,  Birnbach  bestätigt  die  von  Tillmann  bzw.  Till- 
mann &  Ziegler  (1964)  getroffene  Untergliederung  weitge- 
hend. Eine  Änderung  bzw.  Neugliederung  ergibt  sich  einmal 
im  unteren  Teil  der  Bohrung  Birnbach  1.  Zum  anderen  wer- 
den die  Weilloher  Mergel  der  Bohrung  Parkstetten  nicht  mehr 
wie  bisher  in  das  Oberturon,  sondern  in  das  Coniac  einge- 
stuft. Die  Cenoman/Turon-Grenze  kann  in  allen  drei  Boh- 
rungen auf  den  tieferen  Teil  der  Eibrunner  Mergel,  ca.  3  m 
über  deren  jeweiliger  Basis  festgelegt  werden. 


B.  REVISION  VON  MIKROFOSSILBESTIMMUNGEN 
AUS  DER  AMBERGER  ERZFORMATION 


EINFÜHRUNG 

Die  Diskussion  bezüglich  der  Faziesinterpretation  und 
stratigraphischen  Einordnung  der  Amberger  Erzformation 
(und  der  Schutzfelsschichten)  reicht  weit  zurück  (Oschmann, 
1958, S.  66ff.;GuDDEN&TREiBS,  1961:60  ff.).  Einige  wesent- 
liche Entwicklungsschritte  der  Forschung  seien  im  folgenden 
kurz  aufgeführt:  Flurl  (1792)  erwähnt  diverse  Fossilien  aus 
dem  Nebengestein  der  Erzformation.  Voith  (1841)  erkennt 
als  offenbar  erster  das  Kreidealter  der  Erze.  Gombel  (1868) 
parallelisiert  -  zumindest  teilweise  -  die  Erzformation  mit  den 
Schutzfelsschichten  und  stuft  sie  (1891)  schon  mit  Sicherheit 
als  tiefste  Oberkreidebildungen  (Cenoman)  ein.  Aufgrund 
von  Pflanzenfunden  setzt  er  sie  mit  den  Niederschönauer 
Schichten  Sachsens  und  den  Perucer  Schichten  Böhmens  (vgl. 
Cech  et  al.  1980,  Prescher,  1981)  altersmäßig  gleich.  Roth- 
PLETZ  (1913)  hält  als  Beginn  der  Schutzfelsschichtenbildung 
ein  nur  untercenomanes  als  auch  teilweise  präcenomanes  Al- 
ter für  möglich. 

Die  Faziesinterpretation  eines  fossilführenden  Kreidetones 
vom  Hirschwald,  südlich  Amberg  (Klopfel,  1919)  führt 
erstmals  dazu,  zwischen  Malm  und  Erzformation  eine  marine 
Ingression  anzunehmen.  Aus  im  Auerbacher  Erz  einge- 
schlossenen Letten  schlämmt  Fink  (1928)  ,, Seeigelstacheln 
mit  typisch  kretazischen  Formen"  aus.  Dies  bestätigt  schein- 
bar die  präcenomane  Einstufung  der  Erzformation  durch 
Seemann  (1925).  Lehner  (1924,  1935,  1936,  1937)  beruft  sich 
bei  der  Einstufung  der  Schutzfelsschichten  als  Früh-  bzw. 
Unter-Cenomanauf  Jacubowski  (1921),  der  aus  Weinberglet- 
ten bei  Schwandorf  eine  marine  Unterkreide-Fauna  meldet. 
Hierzu  schreibt  Tillmann  (1963):  ,,den  Fund  von  Jacubowski 
kann  ich  bestätigen".  Nach  Dacque  (1939:  18)  ,,kann  die 
Schutzfelsschichtenbildung    durchaus    noch    untercenoma- 


nisch  sein".  Gramer  &  Treibs  (1951:  158)  sprechen  von 
Karsthohlformen,  die  ,,von  präcenomanen  Schutzfelsschich- 
ten erfüllt  sind". 

Tillmann  (in  Tillmann  &  Treibs,  1967)  schließlich  führt, 
neben  Ooiden  und  Glaukonitgehalt,  Makrofaunen  -  unbe- 
stimmbare Muscheln,  Belemniten,  Bryozoen,  Schwammna- 
deln, Seeigelstacheln  und  Fischzähnchen  -  als  Beweis  für  den 
zeitweiligen  marinen  Charakter  der  Erzformation  an.  Er  be- 
ruft sich  dabei  u.  a.  auch  auf  Jacubowski  (1.  c).  Die  erste  Rich- 
tigstellung Trusheim's  (1.  c),  der  den  Weinbergletten  Jacu- 
bowskis  -  schon  allein  nach  der  Petrographie  und  den  darin 
enthaltenen  Fossilien  durch  Nachbestimmung  -  eindeutig  als 
dem  Dogger  zugehörig  identifziert,  wird  gar  nicht  erwähnt, 
ebenso  wenig  seine  zweite,  nach  der  der  marine  Unterkreide- 
ton Kluppel's  (1.  c.)  als  Fehldiagnose  -  ,, fossilführenden 
Eybrunner  Tonen"  entstammend  -  erkannt  ist.  Während 
Tillmann  (1.  c.)  nur  die  Erzformation  für  zeitweilig  marin 
hält,  versucht  Oschmann  (1958)  auch  für  die  Schutzfels- 
schichten einen  zeitweiligen  marinen  Einfluß  zu  belegen  und 
gleichzeitig  die  Datierung  auf  Cenoman  einzuengen  (1.  c. 
S.  68).  Als  Beweis  führt  er  eine  ,, marine  Mikrofauna  ceno- 
manen  Alters"  aus  einem  mittel-  bis  grobsandigen  Glaukonit- 
ton von  der  Lokalität  ,, Steinbruch  an  der  Wiegen"  auf  Blatt 
Bad  Abbach  an.  Er  sieht  diesen  Ton  nach  Lagerung  und  pe- 
trographischer  Ausbildung  als  eindeutig  den  Schutzfels- 
schichten zugehörig  an.  Dagegen  ist  folgendes  einzuwenden: 
1.  Die  ,, verstürzte  Lagerung  innerhalb  eines  Karsttrichters" 
(Tillmann  &  Treibs,  1963:  70)  läßt  diesen  bisher  einzigen 
Hinweis  auf  einen  zeitweiligen  marinen  Charakter  der 
Schutzfelsschichten  als  wenig  überzeugend  erscheinen.  2.  Die 
Mikrofauna  mit  Ataxophragrnium  depressum  (Ferner)  -  bis- 
her nur  ab  dem  Turon  bekannt  -  läßt  eher  vermuten,  daß  hier 
nachgerutschte  glaukonitische  Partien  von  Eibunner  Mergeln 


147 


oder  auch  Regensburger  Grünsandstein  beteiligt  waren.  Die 
limnofluviatilterrestrische  Entstehung  der  Schutzfelsschich- 
ten ist  ansonsten  durch  Trusheim  (1.  c.)  genügend  belegt. 

Derselbe  Autor  (I.  c.  S.  46)  spricht  sich  auch  klar  für  eine 
Einlagerung  der  Amberger  Erzformation  in  die  Schutzfels- 
schichten -  „mit  denen  sie  durch  alle  Übergänge  auf  das  in- 
nigste verknüpft  sind"  -  aus.  Ihr  Alter  gibt  er  mit  Unterkreide 
bis  möglicherweise  Untercenoman  an.  Die  genauere  Datie- 
rung der  Obergrenze  stellt  er  einer  späteren  Neubearbeitung 
der  Kreidefaunen  anheim.  Diese,  von  DacquE  (1939)  veröf- 
fentlicht, bestätigt  mit  Acanthoceras  naviculare  und  Pecten 
asper  ein  mittel(?)-  bis  obercenomanes  Alter  des  Grünsand- 
steins und  damit  die  Möglichkeit  eines  untercenomanen  Al- 
ters für  die  höheren  Teile  der  Schutzfelsschichten. 

Nach  Cech  et  al.  (1980:  280)  verläuft  in  der  Böhmischen 
Kreide  die  Grenze  zwischen  liegenden  limnischen  Perucer 
Schichten  -  altersmäßig  den  Schutzfelsschichten  gleich  (GüM- 
BEL,  1868)  -  und  hangenden  Korycaner  Schichten  diachron. 
Inoceramus  pictus  im  höheren  Teil  der  letzteren  weist  auf 
Obercenoman  hin,  Inoceramus  crippsi  und  Schloenbachia 
varians  im  tieferen  Teil  könnten  noch  Mittelcenoman  andeu- 
ten. 

Pacltovä  (1977:  134,  1978:  103)  engt  das  Alter  des  oberen 
Teils  der  Perucer  Schichten  mit  Hilfe  des  Erstauftretens  von 
Vertretern  aus  der  Gruppe  der  Normapolles  in  Verbindung 
mit  dem  Vorkommen  von  triporaten  Pollen  auf  das  höhere 
Mittelcenoman  (Acanthoceras  jukes-brownei-Zone)  ein. 

Tillmann  war  schon  lange  vor  der  ersten  mikropaläontolo- 
gischen  ,, Beweisführung"  von  1952-53  -  trotz  der  Richtig- 
stellungen von  Trusheim  (1936)  -  vom  zeitweilig  marinen 
Charakter  der  Erzformation  und  von  deren  Einsetzen"  zu 
Beginn  des  Cenomans"  (Tillmann,  1940,  547)  überzeugt,  so 
daß  nicht  auszuschließen  ist,  daß  sich  diese  Überzeugung 
auch  auf  die  mikropaläontologische  Bearbeitung  des  von  ihm, 
für  seine  eigenen  Untersuchungen  in  Auftrag  gegebenen  Pro- 
benmaterials ausgewirkt  haben  könnte. 


REVISION  DER  MIKROFAUNEN 

Zum  besseren  Verständnis  der  in  verschiedenen  Erläute- 
rungen zu  geologischen  Karten  wiedergegebenen  Ergebnisse 
der  mikropaläontologischen  Untersuchungen  ist  es  ange- 
bracht, einen  diesen  zugrundeliegenden  mikropaläontologi- 
schen Bericht  vom  25.7.53  zu  zitieren.  Er  betrifft  Untersu- 
chungen an  Mikrofaunen  aus  basalen  Tonen  der  Erzforma- 
tion der  Bohrung  Bernreuth  86  (Archiv-Nr.  K  53)  aus  den 
Teufen  158,80-161,60  m.  Hier  werden- wie  auch  schon  vor- 
her (siehe  unten)  -  abgebrochene  trochospirale  Anfangswin- 
dungen von  Placopsilina  cenomana  d'Orbigny  und  von 
?  Trocholina  sp.  (Taf.  1,  Fig.  12-14),  je  nach  Form  und  An- 
ordnung der  Kammern,  als  ,,Globotruncana  appenninica, 
Globotruncana  roberti,  Globigenna  digitata  (?)  bzw.  Globt- 
gerina  subdigitata  (?)"  bestimmt.  Bisherige  Ergebnisse  (vor- 
herige Untersuchungen  an  den  Bohrungen  Etzmannsberg  5, 
Mariahilfberg  2  und  Bernreuth  99  miteingeschlossen)  wer- 
den wie  folgt,  zusammengefaßt:  ,, Durch  den  schlechten  Er- 
haltungszustand und  das  spärliche  Vorkommen  der  betref- 
fenden Mikrofossilien  ist  bis  jetzt  der  einwandfreie  Nach- 
weis, mittels  einer  exakten  spezifischen  Bestimmung,  noch 


nicht  gelungen.  Deswegen  ist  es  auch  schwierig,  jetzt  schon 
zu  entscheiden,  ob  hier  nun  Mittel-  oder  Oberalb  oder  Unter- 
cenoman vorliegt.  Man  kann  jetzt  jedoch  schon  mit  sehr  gro- 
ßer Sicherheit  sagen,  daß  die  basalen  Kreideschichten  der 
Oberpfälzer  Eisenerzlagerstätten  u.  a.  Sedimente  des  Alb  bis 
Untercenoman  beinhalten." 

Etwas  verwunderlich  daran  ist  am  Schluß  die  bereits  deutli- 
che Beschränkung  einzig  noch  auf  die  Fragestellung  Unterce- 
noman oder  auch  noch  Alb?,  die  bei  allen  weiteren  Untersu- 
chungen (s.  u.)  allein  mehr  im  Vordergrund  steht,  obwohl 
doch  zu  Beginn  noch  der  einwandfreie  Nachweis  für  Alb  bis 
Untercenoman  überhaupt  in  Frage  gestellt  ist. 

In  der  schon  o.  a.  Bohrung  Etzmannsberg  5  (Archiv-Nr. 
K  57),  Blatt  Sulzbach-Rosenberg  (Gudden  &  Treibs,  1961), 
die  gleich  zweimal  die  Erzformation  durchteuft,  wird  bei 
27,10  m  und  bei  29,50  m,  neben  ,,Unter-Dogger-Foramini- 
feren"  (!)  eine  rotaliide  Kalkschalerform:  Robulus  sp.  als 
Kreide-Anzeiger  aufgeführt.  Bei  einer  späteren  Durchsicht 
wird  am  Rand  vermerkt,  daß  es  sich  dabei  doch  wohl  nur  um 
eine  Lenticulina  sp.  handle  und  damit  die  Mikrofauna  keine 
stratigraphische  Einstufung  erlaube.  Diese  Berichtigung,  die 
durch  die  jetzige  Revision  bestätigt  werden  kann,  bleibt  -  wie 
noch  einige  andere  (s.  u.)  -  unpubliziert.  Eine  weitere  Probe 
aus  der  zum  zweitenmal  in  dieser  Bohrung  bei 
135,80-138,20  m  durchteuften  Erzformation  soll  Schackoina 
sp.  enthalten.  Die  jetzige  Revision  kommt  zu  dem  Schluß, 
daß  es  sich  auch  hier  nur  um  abgebrochene  Anfangswindun- 
gen von  Placopsilina  cenomana  handelt. 

Die  Art  ist  keineswegs  -  wie  der  Name  vermuten  lassen 
könnte  -  auf  das  Cenoman  beschränkt.  Sie  kommt  ebenso 
schon  im  Malm  vor  (vgl.  Seibold,  1960;  Oesterle,  1968; 
Groiss,  1970),  Ihre  Anfangswindungen  bilden  aber- und  hier 
liegt  der  Ursprung  der  Kette  von  Verwechslungen  -  Formen 
aus,  die  eine  gewisse  Ähnlichkeit  mit  planktonischen  Formen 
wie  Globotruncana  appenninica,  G.  roberti,  Globigenna 
subdigitata  und  auch  Schackoina  sp.  aufweisen. 

Aus  der  ebenfalls  o.  a.  Bohrung  Mariahilfberg  2  (Ar- 
chiv-Nr. K  10)  sollen  bei  30  m  ,, neben  umgelagerter  Dog- 
ger-Mikrofauna  ( !)  Globotruncanen-  und  Globigerinen- ähn- 
liche korrodierte  Kalkschaler  -  wenngleich  für  eine  nähere 
stratigraphische  Einstufung  unbrauchbar  -  ein  Oberkreide- 
Alter  belegen"  (Bericht  vom  18.3.53).  Bei  einer  späteren 
Durchsicht  wird,  wie  auch  die  jetzige  Revision  bestätigt,  wie- 
der am  Rand  vermerkt,  daß  in  der  Probe  gar  keine  Kreidefor- 
men vorhanden  seien. 

Auch  in  der  Bohrung  Bernreuth  99  (Archiv-Nr.  K  51)  auf 
Blatt  Auerbach  (Tillmann  &  Treibs,  1967,  Beilage  6)  wird  bei 
104,00-104,10  m  neben  Textulariidae  ein  Robulus  sp.  als 
Beweis  für  Oberkreide  angeführt,  nach  der  jetzigen  Revision 
auch  nur  eine  Lenticulina  sp..  Bei  163,50-164,10  m  kommen 
viele  Individuen  einer  einzigen  Plankton-Art:  ,,Globigerina" 
helvetojurassica  Haeusler  (Taf.  l,Fig.  10-11)  neben  verein- 
zelten Resten  von  Placopsilina  sp.  vor.  Sie  sind  (1.  c.)  als  Glo- 
bigerina  äff.  subdigitata  bestimmt  und  in  das  Alb-Unterce- 
noman  eingestuft. 

Jura-,, Globigerinen"  waren  um  diese  Zeit  noch  weniger 
bekannt,  so  daß  die  Verwechslung  mit  Kreide-Hedbergellen 
leicht  möglich  war,  besonders  im  Zusammenhang  mit  ande- 
rem   vermeintlichem    Kreide-Plankton    (Placopsilina    sp.). 


148 


Überhaupt  gab  es   zum  damaligen  Zeitpunkt  noch  keine 
Plankton-Forschung  unter  Zuhilfenahme  des  Stereoscan. 

Die  mikropaläontologische  Abteilung  am  Bayerischen 
Geologischen  Landesamt  war  sowieso  erst  im  Aufbau  begrif- 
fen und  gleich  mit  sehr  vielfältigen  Aufgaben  und  Problem- 
stellungen befaßt.  Die  Amberger  Erzformation  stellte  da  nur 
ein  kleines  Problem  unter  vielen  größeren  dar.  Für  sie  stand 
nicht  nur  eine  Einstufung  zwischen  Malm  und  mittel-  bis 
obercenomanem  Regensburger  Grünsandstein  fest.  Pflan- 
zenfunde (Angiospermen)  in  Tonen  der  mit  der  Erzformation 
zumindest  teilweise  verzahnten  Schutzfelsschichten  (Güm- 
BEL,  1868,  Trusheim  1936:  41)  engten  „in  Anlehnung  an 
Mägdefrau  (1953)  „schon  zum  damaligen  Zeitpunkt  das  Al- 
ter bereits  auf  etwa  Apt-Cenoman  ein  (Oschmann,  1958:  68) 
und  der  marine  Charakter  der  Basistone  der  Erzformation 
war  durch  Makrofossilfunde  (Klüpfel,  1919,  Jacubowski, 
1921)  scheinbar  bewiesen.  Erste  Funde  von  vermeintlich 
autochthonen  marinen  Mikrofaunen  (benthonische  Kalk- 
und  Sandschaler)  um  1952,  erbrachten  dafür  sozusagen  den 
letzten  Beweis  und  ließen  Zweifel  an  den  Richtigstellungen 
Trusheim's  aufkommen.  Als  dann  auch  noch  vermeintUche 
planktonische  Alb-Cenoman-Foraminiferen  gefunden  wur- 
den, wandelten  sich  diese  Zweifel  in  Gewißheit  um.  Es  blieb 
in  der  Tat  nur  noch  die  Frage  noch  der  stratigraphischen  Ein- 
engung -  auf  Untercenoman  allein  oder  noch  zusätzlich  auf 
Alb  -  offen. 

Dieser  Frage  wurde  in  der  Folgezeit  in  Untersuchungen  an 
Bohrmaterial  nachgegangen.  Dabei  fanden  sich  weitere  ben- 
thonische Foraminiferen,  Sand-  und  Kalkschaler,  die  die  Ein- 
stufung Alb  bis  Untercenoman  zu  bestätigen  schienen,  ohne 
jedoch  eine  weitere  stratigraphische  Einengung  zu  erlauben. 
Hierzu  die  folgenden  Beispiele,  die  aus  Bohrungen  auf  Blatt 
Amberg  stammen  (Tillmann  &  Treibs,  1963). 

1.  Unterer  Querschlag  beim  Neuen  Wetterschacht  im  Am- 
berger Erzberg,  Profil  15  (1.  c,  S.  208-213): 

Aus  dem  Basiston  der  Unteren  Erzformation  wird  bei 
5,40  m  (Probe  Nr.  A  50/54)  neben  Sandschalern  wie 
Glomospira  sp.,  Saccorhiza  sp.,  Textularia  sp.  und  Tro- 
cbammina  sp.,  eine  fragliche  rotaliide  Form:  Globotrun- 
cana  sp.  ?  angeführt,  und  in  der  Oberen  Erzformation  bei 
19,40  m  (Probe  Nr.  A  60/54)  neben  Sandschalern  wie 
Textularia  sp.,  Trochammina  sp.  und  Ammobaculites  sp. 
eine  weitere  fragliche  Form:  Bigenerma  sp.  ?.  Beide  For- 
men -  Globotruncana  sp.  ?  und  Btgenenna  sp.  ?  -  sollen 
den  Verdacht  auf  Kreide  nahelegen.  Die  jetzige  Revision 
ergibt,  daß  es  sich  bei  der  ersten  Form  um  einen  unbe- 
stimmbaren Sandschalerrest  handelt,  der  lediglich  an  eine 
Globotruncana  sp.  erinnert.  Bigenerina  sp.  kommt  als 
Beleg  für  Kreide  nicht  in  Betracht,  da  sie  schon  im  Ober- 
jura mit  verschiedenen  Arten  (Oesterle,  1968:  742  ff.)  be- 
kannt ist. 

2.  Tiefbohrung  Schäflohe  (Archiv-Nr.  K  123): 

Hier  wird  bei  98,20-98,50  m  neben  Ammodiscus  tenuis- 
simus  (Guembel)  eine  Anomalina  involutu  (Reuss)  als 
Hinweis  auf  Kreide  aufgeführt  (1.  c.  S.  72).  Bei  der  jetzi- 
gen Revision  war  diese  Form  nicht  mehr  auffindbar. 
Anomalma-'i]:\vi\\c\\t  Formen  sind  aber  ebenfalls  schon  im 
Oberjura  bekannt,  wie  das  folgende  Beispiel  zeigt. 


3.  Bohrung  Engelsdorf  13  (Archiv-Nr.  K  103): 

Aus  dem  Basiston  der  Erzformation  wird  bei  8,1 0-8,20  m 
(1.  c.  S.  78)  angeführt:  Bulimma  D  17,  Anomalina  D  12, 
Lenticulina  sp.  Die  beiden  ersten  Formen  werden  als  Be- 
weis für  marine  Kreide  angesehen.  Zusätzlich  wird  ver- 
merkt, daß  die  Bestimmung  nach  Hecht  (1938)  erfolgte 
und  daß  sich  dabei  überraschende  Ähnlichkeiten  mit  dem 
Faunenbild  der  Leymeriella  regularis-Zone  ergeben  ha- 
ben. Die  jetzige  Revision  kommt  zu  dem  Ergebnis,  daß 
eine  Anomalina-'ihnViche  Form  vorhanden  ist,  daß  es  sich 
dabei  jedoch  um  Dtscorbis  ?  paraspis  (Schwager)  handelt, 
wie  von  Oesterle  (1968:  774)  aus  dem  Malm  des  Schwei- 
zer Jura  beschrieben.  Eine  Bulimina  war  nicht  enthalten. 
Sie  könnte  aber  nicht  als  Beweis  gelten,  da  die  Gattung 
schon  ab  dem  Jura  bekannt  ist.  Die  verbleibende  ,, Ähn- 
lichkeit" mit  dem  Faunenbild  der  L.  regularis-TLont 
Norddeutschlands  allein  reicht  nicht  aus,  um  ein  Kreideal- 
ter zu  belegen. 

4.  Bohrung  Krumbach  37  (Archiv-Nr.  K  199): 

Bei  111,10-111,70  m(l.  c.  S.  80)  wird  mit  Valvulina  kar- 
ren (Uhlig)  -  neben  anderen  Sandschalern  -  ,, eindeutig 
Kreide"  determiniert.  Bei  der  jetzigen  Revision  konnte 
keine  Valvulina  karren  gefunden  werden,  dagegen  aber 
eine  Paalzowella  feifeli  (Paalzow).  Deren  Vorkommen 
wiederum  ist  auf  den  Malm  (Oxford)  beschränkt. 

5.  In  einer  Zusammenschau  (Tillmann  &  Treibs,  1.  c.  S.  81) 
werden  alle  bis  dahin  aus  der  Erzformation  der  verschie- 
denen Reviere  bestimmten  Forminiferen  aufgelistet.  Es 
wird  geprüft,  ob  damit  außer  Cenoman  auch  Alb  nach- 
weisbar sei  und  zunächst  festgestellt,  daß  eine  wün- 
schenswert enge  stratigraphische  Einordnung  nicht  mög- 
lich sei.  Zur  Altersstellung  heißt  es  -  im  folgenden  aus- 
zugsweise zitiert  -  weiter:  ,, Durch  Haplophragmmm 
aequale  (Roemer)  erweisen  sich  klar  als  Oberkreide  die 
Proben . . .  Sämtliche  Formen  aus  früheren  Berichten,  die 
für  Alb  zu  sprechen  schienen,  wurden  einer  genauen  Beur- 
teilung unterzogen . . .  Alb  konnte  nicht  nachgewiesen 
werden.  Damit  sind  die  o.  a.  Proben  als  Liegendes  der 
Oberkreide  zu  betrachten  (=  tiefstes  Cenoman)." 

Bei  dieser  genaueren  Beurteilung  wird  an  der  Bestimmung 
,, Globotruncana"  und  ,,Globigerina"  festgehalten,  ob- 
wohl in  der  Faunenliste  zum  ersten  Mal  Placopsilina  ce- 
nomana  auftaucht,  dagegen  keine  Globotruncana  appen- 
ninica  mehr.  Das  deutet  daraufhin,  daß  die  erste  grundle- 
gende Verwechslung  -  kurz  nach  dem  Erscheinen  der  Ar- 
beit von  Seibold  (1960)  -  als  solche  erkannt  ist.  Die  sich 
daraus  nahezu  zwangsläufig  ergebende  Frage,  ob  es  sich 
eventuell  auch  bei  den  übrigen,  als  Beweis  für  marines  Un- 
tercenoman aufgezählten  Arten  um  Durchläufer  handeln 
könnte,  die  wie  Placopsilina  cenomana  selbst  alle  schon  ab 
dem  Oberjura  auftreten,  wird  nicht  gestellt. 
Haplophragmium  aequale,  extra  als  für  Oberkreide  be- 
weiskräftige Form  angeführt,  entpuppt  sich  bei  der  jetzi- 
gen Revision  als  Ammobaculites  subcretaceus  Cushman  & 
Alexander,  ebenfalls  schon  im  Oberjura  bekannt 
(Oesterle,  1968,  S.  737). 


149 


ERGEBNIS 

Insgesamt  kommt  damit  die  jetzige  Revision  zu  dem  Er- 
gebnis, daß  weder  die  als  Beweis  für  marines  Untercenoman 
angeführten  planktonischen,  noch  die  benthonischen  ,, Leit- 
formen" einer  genaueren  Überprüfung  standhalten  und  daß 
zusätzlich  die  Umlagerung  aus  Dogger-Malm-Schichten  in 
mehreren  Fällen  durch  die  Begleirfauna  nachweisbar  ist. 
Hierzu  wird  im  folgenden  eine  Übersicht  über  die  wichtig- 
sten, im  Rahmen  dieser  Revision  durchgeführten  Neube- 
stimmungen -  jeweils  mit  dazugehöriger  stratigraphischer 
Einstufung  -  gegeben. 

Bohrung  Bemreuth  86  (Tillmann  &  Treibs  1967,  Beil.  6) 

K33,  159,6-161,3  m 

„Globigerina"  cf.  helveto-jurassica  HaeuslER 

Trochammina  pygmaea  (Haeusler) 

Trochammina  rotundata  E.  &  J.  Seibold 

Haplophragmoides  globigerinoides  (Haeusler) 

Textularia  jurassica  GuEMBEL 

Tritaxis  lohata   (E.  &  J.  SEIBOLD) 

Suhdelloidma  haeusleri  FRENTZEN 

Placopsilina  cenomana  D'OrbiGNY 

Thurammina  sp. 

Tolypammina  sp. 

Ammodiscus  sp. 

Miliolidae 

Seeigelstacheln 

u.a. 

Alter:  Unterer  Malm 

Bohrung  Bernreuth  99  (Tillmann  &  Treibs,  1.  c.) 

K5I,      104,00-104, 10  m 

Lenüculina  sp. 
Textularia  sp. 
Tolypammina  sp. 
163,50-164,10  m 

,,Globigertna  cf.  helveto-jurassica  HAEUSLER 
Placopsilina  sp. 
Alter:  Dogger-Malm 

Bohrung  Bernreuth  96  (Tillmann  et  al.  1963,  S.  81) 

K77,     104,00-1 12,30  m 

Trochammina  mflata  (MONTAGU) 

Trochammina  pulchra  ZiEGLER 

Trochammina  parva  E.  &  J.  SeIBOLD 

Textularia  cf .  jurassica  GuEMBEL 

Ammobaculites  suprajurassicus  (Schwager) 

Proteonina  ampullacea  Brady 

Glomospira  sp. 

Rheophax  sp. 

Lituola  sp. 

Textularia  sp. 

Haplophragmium  sp. 

Fischzähnchen 

u.  a. 

Alter:  Dogger  (-Malm) 

Bohrung  Krumbach  37  (Tillmann  et  al.  1963,  S.  80) 

K  199,      111, 10-111, 70m 

Textularia  cf.  jurassica  GuEMBEL 
Paalzowella  feifeli  (PaalZOW) 
Miliammma  jurassica  (HAEUSLER) 
Cyclogyra  sp. 
Trochammina  sp. 
Alter:  Dogger-Malm 


Bohrung  Schäflohe  X  (Tillmann  et  al.  1963,  S.  71) 

K  123,     98,20-98,30  m 

Ammodiscus  sp. 
Foraminiferenreste 

Bohrung  Engelsdorf  16  (Tillmann  et  al.  1963,  S.  74) 

K  133,     1,90-2,65  m 

Lenticulma  div.  sp. 
Nodosaria  sp. 
Eoguttulina  sp. 
Ammodiscus  sp. 

Bohrung  Engelsdorf  23  (Tillmann  et  al.  1963,  S.  74) 

K  137,     4,30-5,10  m 

Rheophax  sp. 
Ammobaculites  sp. 

Bohrung  Bernreuth  129 

K241,      112,60-113, 10m 

Haplophragmoides  globigennoides  (HAEUSLER) 

Trochammina  rotundata  E.  &  J.  SEIBOLD 

Bigenerina  arcuata  HAEUSLER 

Textularia  sp. 

Tolypammina  sp. 

Glomospira  sp. 

Miliolide 

Fischzähnchen 

Seeigelstacheln 

Alter:  (Dogger-)  Malm 

Bohrung  Bernreuth  130 

K243,     125,80-127,00  m 

Textularia  elongata  (E.  &  J.  SeIBOLD) 

Paalzowella  feifeli  (PaaLZOW) 

Miliammina  jurassica  (Haeussler) 

Trochammina  sp. 

Ammodiscus  sp. 

Glomospira  sp. 

Textularia  sp. 

Haplophragmoides  sp. 

Ammobaculites  sp. 

Schwammskelette 

Seeigelstacheln 

Alter:  (Dogger-)  Malm 

Zu  vergleichbaren  Ergebnissen  kam  schon  Groiss  in  einer 
Arbeit  von  Freyberg  (1976).  Freyberg  beruft  sich  darin  auf 
GuDDEN  &  Treibs  (1961,  S.  72),  wo  es  heißt,  daß  eine  alters- 
mäßig nicht  restlos  gesicherte  brackisch-marine  Mikrofauna 
aus  einem  Ton,  wenig  über  dem  Malm,  Relikte  einer  kurzfri- 
stigen Meeresüberflutung  andeute.  Gudden  wiederum  beruft 
sich  auf  Tillmann  (1954  und  1958),  der  Ockertone,  Braun- 
eisenerzlinsen, Sande  und  Glanzbraunkohle  des  Vilseck- 
Freihunger  Reviers  mit  der  Amberg-Auerbacher  Erzforma- 
tion parallehsiert  und  -  jeweils  an  der  Basis  und  auch  noch  mal 
im  höheren  Teil  derselben,  unter  Berufung  auf  mikropaläon- 
tologische  Bestimmungen  (s.  o.)  -  eine  marin-brackische 
Fauna  angibt.  Freyberg  schreibt,  daß  er  aufgrund  dieser  An- 
gaben immer  wieder  Proben  aus  Tonhorizonten  der  Erzfor- 
mation verschiedener  Bohrungen  entnommen  habe.  Diese 
wurden  mikropaläontologisch  von  Groiss  untersucht.  Er- 
gebnis: In  den  Proben  fanden  sich  immer  nur  ,,verkieselte 
Kleinfaunen  von  jurassischem  Charakter,  wahrscheinlich  aus 
dem  Malm  umgelagert". 


150 


SCHLUSSFOLGERUNGEN  FÜR  DIE  PALÄOGEOGRAPHISCH- 
TEKTONISCHE  ENTWICKLUNG 


Dieses  Ergebnis  wurde  wohl  nicht  wahrgenommen  oder  es 
kam  gegen  die  nie  widerrufenen,  schembar  mehrfach  gesi- 
cherten mikropaläontologischen  Befunde  in  den  Proben  von 
Tillmann  nicht  an.  Die  „untercenomane  Meeresbucht" 
(Tillmann  1964,  Tillmann  &  Treibs,  1967)  lebte,  wenn  auch 
mit  Fragezeichen  versehen,  weiter  als  ,, vielleicht  zeitweilig 
brackisch-marine  trogförmige  Randtalzüge"  (Gudden, 
1975),  als  ,, Tümpel  und  Seen,  die  . . .  möglicherweise  in  den 
Einflußbereich  des  . . .  Oberkreidemeeres  gelangten"  (Gall 
et  al.  1973)  bzw.  als  ,, fjordartige  marine  Rinne  . . .  Vorläufer 
des  breiteren  obercenomanen  Golfes  von  Regensburg" 
(Herm,  1979).  Nachdem  sich  durch  die  jetzt  dargelegten  Er- 
gebnisse die  Hauptargumente  für  einen  marinen  unterceno- 
manen  Vorstoß  in  das  Gebiet  nördlich  der  Linie  des  Lands- 
hut-Neuöttinger  Hochs  in  Nichts  auflösen,  liegt  die  Schluß- 
folgerung einer  rein  limnofluviatil-terrestrischen  Entstehung 
der  Erzformation  -  analog  derjenigen  der  Schutzfelsschichten 
-  nahe.  Glaukonitgehalte  und  Ooide  lassen  sich,  ebenso  wie 
die  Mikrofaunen,  durch  Umlagerung  aus  Jura-Schichten  er- 
klären. Ein  Unterkreide- Alter  kommt,  neben  Unter-  bis  Mit- 
telcenoman,  wie  bei  den  Schutzfelsschichten  (Trusheim, 
1936),  wieder  in  Betracht.  Gleichzeitig  wird  auch  offenkun- 
dig, daß  der  obercenomane  Meeresvorstoß  (vgl.  auch  Klein  et 
al.  1979)  ein  relativ  plötzliches  Ereignis  ohne  vermittelnde 
Vorläufer  darstellt.  Diese  Feststellung  schließt  eine  Trans- 
gressionsdauer  von  vielen  hundert  Jahren,  wie  von  Trusheim 
(1936,  S.  60)  vorsichtig  als  Minimum  geschätzt,  durchaus 


noch  mit  ein.  Seit  dem  Rückzug  des  Meeres  im  Berrias  -  bis 
auf  eine  Lmie  unmittelbar  vor  dem  heutigen  Kalkalpen- 
Nordrand  (vgl.  Meyer  et  al.  1981,  Taf.  4,  Fig.  1)  -  war  das 
Meer  noch  zweimal  bis  zur  Linie  des  Landshut-Neuöttinger 
Hochs  vorgerückt,  einmal  im  Valendis-Hauterive  und  noch 
mal  im  Apt-Alb.  Dies  ist  jedoch  -  im  Vergleich  zum  oberce- 
nomanen Meeresvorstoß  -  eher  als  ein  Oszillieren  der  Mee- 
resküste zu  bezeichnen.  Jetzt  transgredierte  das  Meer  erst- 
mals wieder  seit  dem  Malm  -  anknüpfend  an  NW-SE-strei- 
chende  Bruchstrukturen  -  bis  in  den  Raum  nördlich  von  Re- 
gensburg -  möglicherweise  diachron  während  des  Mittel-  bis 
Obercenomans  (Lange  &  Paulus,  1971),  obwohl  Mittel-Ce- 
noman  bisher,  trotz  Bemühen,  nicht  nachweisbar  ist.  Insge- 
samt läßt  sich  folgern,  daß  das  Landshut-Neuöttinger  Hoch 
bis  in  das  mittlere  Cenoman  hinein  eine  Trennlinie  zwischen 
festländischer  Entwicklung  im  Norden  und  mariner  Ent- 
wicklung im  Süden  darstellte. 

Der  plötzliche  Vorstoß,  der  -  ohne  Übergang  -  voll  marine 
Ablagerungen  mit  planktonischen  Foraminiferen  fast  150  km 
weit  nach  Norden  vordringen  ließ,  deutet  auf  relativ  abrupte 
Abbruche  randlicher  Schollen  von  der  bis  in  das  Turon  hinein 
synsedimentär  aufsteigenden  Böhmischen  Masse  hin.  Diese 
stehen,  als  Teil  des  ,, Gesamtzerfalls  des  östlichen  Teils  des 
Mitteleuropäischen  Festlandes  während  des  Obercenoman" 
(Trocer,  1981,  S.  163)  wohl  in  Zusammenhang  mit  dem  tek- 
tonischen  Geschehen  -  Kollision  und  Aufschiebungen  -  am 
Südrand  des  Europäischen  Schelfs. 


ZUSAMMENFASSUNG 


Die  stratigraphisch-fazielle  Interpretation  der  Amberger 
Erzformation  als  zeitweilig  marine  Ablagerung  des  Unterce- 
noman,  von  Tillmann  schon  1940  und  in  der  Folgezeit  von 
1954-1967  vertreten,  geht  zunächst  auf  Verwechslungen  bei 
Makrofossilbestimmungen  (Klüpfel,  1919,  Jacubowsi,  1921) 
zurück,  die  aber  von  Trusheim  (1936)  richtiggestellt  worden 
waren.  Neuen  Auftrieb  erhielt  sie,  wieder  durch  Verwechs- 
lungen bei  Bestimmungen  -  diesmal  an  Mikrofossilien  -  im 
Auftrag  Tillmann's  seit  1952  am  Bayerischen  Geologischen 
Landesamt  durchgeführt.  Grundlegend  wirkte  sich  dabei  aus, 
daß  trochospirale  Anfangswindungen  von  PUcopsilina  ceno- 
mana  als  Rotalipora  appenninica  und  Jura-,,Globigerinen" 
als  Kreideplankton  angesehen  wurden.  Beides  zusammen 
führte  nicht  nur  zu  der  o.  a.  Interpretation,  sondern  zog  auch 
noch  eine  verstärkte  Suche  nach  zusätzlichen  benthonischen 
Leitformen  zur  Präzisierung  der  scheinbar  gesicherten  Ein- 
stufung ,,Alb  bis  Untercenoman"  nach  sich,  woraus  weitere 


Fehlbestimmungen  resultierten.  Diese  sind  bis  heute  nicht  be- 
richtigt, weshalb  auch  die  o.  a.  Interpretation  noch  weiter- 
lebt. 

Die  jetzt  durchgeführte  Revision  der  am  Landesamt  auf- 
bewahrten Mikrofaunen  holt  dieses  Versäumnis  nach.  Sie 
kommt  zu  dem  Ergebnis,  daß  die  Mikrofaunen  alle  aus  Jura- 
schichten umgelagert  sind  und  kein  Kreideplankton  beinhal- 
ten. Damit  entfällt  der  ,, zeitweilig  marine  Einfluß"  zugun- 
sten einer  rein  limnofluviatil-terrestrischen  Deutung.  Neben 
Unter-  bis  Mittelcenoman  kommt  wieder  ein  Unterkreideal- 
ter in  Betracht.  Paläogeographisch  bedeutet  das,  daß  das 
Landshut-Neuöttinger  Hoch  bis  in  das  mittlere  Cenoman 
hinein  die  Trennlinie  zwischen  festländischer  Entwicklung  im 
Norden  und  mariner  Entwicklung  im  Süden  bildete.  Damit 
erhellt  auch,  daß  die  obercenomane  Transgression,  ein  relativ 
plötzliches  Ereignis  ohne  Übergang,  einen  Gipfelpunkt  des 
tektonischen  Zerfalls  dieses  Gebietes  markiert. 


151 


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Tröger,  K.  A.  (1981):  Zu  einigen  Problemen  der  Alb-Cenoman- 
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TruSHEIM,  f.  (1936):  Die  geologische  Geschichte  Süddeutschlands 
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Voith,  J.  V  (1941):  Das  k.  b.  Berg-  und  Hüttenamt  Bodenwöhr. 


Tafel  1 

Fig.  1-9  Zonenlcitformen  nach  Erst-  bzw.  Letztauftreten  im  Profil  Benberg 
(FORSTI-R,  Ml-VtR  &  RiSCH) 

Fig.  1-3.  Rotalipora  cushni^m  (MoKKO^i/) 

Probe  A  70/82 
1 .  Dorsal  ( x  80)  2 .  Lateral  ( x  9 1 )  3 .  Ventral  ( x  90) 

Fig.  4-6.  WhiteinelLi  archacocrctacea  Pf.SSAGNO 

Probe  A  74/82 
4.  Dorsal  (X  100)5.  Lateral  (x  130)  Ventral  (x  111) 

Fig.  7-9.  Praeglobotrumatia  hclvctua  (Boi.Ll) 

Probe  A  76/82 

7.  Dorsal  (X  1 10)  8.  Lateral  (leicht  verkippt)  (x  120)  9.  Ventral  (x  1 19) 

Fig.    10-14  Umgelagerte  Jura-Foraminiferen  aus  den  Schutzfelsschichten  mit  gewisser 

Ähnlichkeit  zu  planktonischen  Kreide- Formen  (Rls<  H) 
Flg.  10-1 1 .        ,,Globigerina"  cf.  helveto-jurassica  Haeusi  KR 

Probe  K  51,  163,50-164,10  m 

Bohrung  Bcrnreuth  99 

umkristallisierte  Individuen 

10.  Ventral  (X  200)  1 1 .  Ventral  (X  277) 

Fig.  12-13.       Wijco/'sÄna  a>«owi!na  n'OKBIGNY 
Probe  K  53,  159,60-161,50  m 
Bohrung  Bernreuth  86 

12.  abgebrochener  Anfangsteil  (x  137) 

13.  Anfangsteil  mit  Folgekammern  (X  87) 
Fig.  14.              ^Trocbülina  sp. 

abgebrochener  erster  Umgang  (x  135) 
Probe  K  53,  159,60-161,50  m 
Bohrung  Bernreuth  86 


Zitteliana  10,  1983 


RiscH,  H. 


Tafel  1 


155 


Zitteliana 

10 

155-171 

München,  I.Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

Die  paläogeographische  Bedeutung  der  Konglomerate 
in  den  Losensteiner  Schichten  (Alb,  Nördliche  Kalkalpen) 


Von 
REINHARD  GAUPP=') 

Mit  7  Abbildungen  und  2  Tafeln 


KURZFASSUNG 


Die  klastische  Sedimentserie  der  Losensteiner  Schichten  ist 
in  den  nördlichsten  und  tektonisch  tiefsten  Einheiten  der 
Nördlichen  Kalkalpen  (Bajuvarikum)  aufgeschlossen.  Diese 
Sedimente  umfassen  Ton-  und  Siltsteine  mit  Einschaltungen 
von  turbiditischen  Sandsteinen,  Geröllpeliten  und  Konglo- 
meraten. Sie  wurden  während  des  Alb  in  kleinräumigen  sub- 
marinen Fächern  abgelagert.  Sohlmarken  an  den  turbiditi- 
schen Sandsteinen  und  nach  Süden  abnehmende  Proximalität 
der  Konglomerate  belegen  Paläoströmungsrichtungen  aus 
Norden. 

Die  paläogeographische  Einordnung  des  ursprünglich  im 
Norden  des  Oberostalpin  gelegenen  Liefergebietes  ist  um- 
stritten. Aus  der  vermuteten  Position  dieses  Liefergebietes, 
das  während  einer  Zeit  erster  intensiver,  kompressiver  tekto- 
nischer  Bewegungen  in  der  frühen  orogenetischen  Entwick- 
lung der  Alpen  (Apt  bis  Campan)  Detritus  nach  Süden  schüt- 
tete, wurden  paläotektonische  Schlüsse  gezogen. 

Die  Analyse  der  KonglomeratgeröUe  aus  magmatischen, 
metamorphen  und  sedimentären  Gesteinen  ermöglicht  die 


Rekonstruktion  eines  lithologischen  Profils  des  Liefergebie- 
tes. Die  Komponenten  erweisen,  daß  mesozoische  und  pa- 
läozoische Gesteine  über  kontinentalem  Kristallinsockel  ne- 
ben ophiolithischem  Material  erodiert  wurden. 

Diverse  oberjurassische  und  unter-  bis  mittelkretazische 
Kalkgerölle  zeigen  Mikrofazies,  die  im  Kalkalpin  entweder 
selten  oder  unbekannt  sind.  Biodetritische  Flachwasserkalke 
mit  Clypeina  jurassica  Favre  (,, Sulzfluh-Faziestyp")  und  mit 
unterkretazischen  Dasycladaceen  und  Foraminiferen  (,,Ur- 
gon-Faziestyp")  konnten  neben  den  für  das  kalkalpine  Meso- 
zoikum üblichen  Gesteinstypen  erkannt  werden.  Die  Sedi- 
mentation im  Herkunftsgebiet  setzte  sich  unter  flachmarinen 
Bedingungen,  bei  Zufuhr  von  siliziklastischem  (teilweise  ul- 
trabasischem) Material,  bis  ins  Apt/?  Unteralb  fort. 

Ein  Vergleich  des  lithologischen  Profils  des  Herkunftsge- 
bietes mit  Gesteinen  ostalpiner  und  penninischer  Einheiten 
läßt  darauf  schließen,  daß  sich  die  klastischen  Komponenten 
der  Losensteiner  Schichten  aus  einem  Liefergebiet  in  unter- 
ostalpiner  Position  ableiten  lassen. 


ABSTRACT 


During  the  Albian,  the  clastic  sequence  of  the  Losenstein 
Formation  was  deposited  in  the  northern  parts  of  the  Upper 
Austroalpine  realm  (Lastern  Alps).  These  Sediments,  which 
comprise  pelites  with  intercalations  of  turbiditic  sandstones, 
pebbly  mudstones,  and  conglomeratic  beds,  were  generated 
in  small  submarine  fans.  Paleocurrents  from  the  north  are  in- 
dicated  by  bottom  marks  from  turbiditic  psammites  and  evi- 
dence  of  southward  decreasing  proximality  in  conglomerates. 

The  paleogeographic  position  of  the  source  area,  located 
north  of  the  Upper  Austroalpine,  is  controversial.  Paleotec- 


'■■)  R.  Gaupp,  Technische  Universität  Berlin,  Institut  für  Ange- 
wandte Geophysik,  Petrologie  und  Lagerstättenforschung,  Straße 
des  17.  Juni  135,  D-1000  Berlin  12. 


tonic  deductions  were  drawn  from  the  assumed  localizations 
of  this  source  area,  which  supplied  debris  towards  the  south 
during  a  period  ( Aptian  to  Campanian)  of  first  intensive  com- 
pressional  movements  in  the  early  alpine  orogenic  history. 

The  analysis  of  conglomerate  pebbles,  which  include  mag- 
matic,  metamorphic  and  sedimentary  rocks,  allows  a  recon- 
struction  of  a  lithologic  profile  of  the  area  of  provenance.  The 
components  indicate  that  Mesozoic  and  Paleozoic  rocks  as 
well  as  ophiolitic  material  and  crystalline  basement  rocks 
were  exposed  to  erosion. 

Microfacies  studies  of  sedimentary  rock  components  of 
conglomerates  reveal  Upper  Jurassic  and  Lower  to  Middle 
Cretaceous  lithologies,  which  are  uncommon  or  not  existing 
in  the  Upper  Austroalpine  stratigraphic  column. 


156 


Biodetrital  shallow  water  limestones  with  Clypeina  juras- 
sica  Favre  („Sulzfluh-Faciestype")  and  with  Lower  Cretace- 
ous  Dasycladaceae  and  Foraminifera  („Urgon-Faciestype") 
were  recognized  in  addition  to  lithologies  common  in  che  Me- 
sozoic  stratigraphy  of  the  Austroalpine  unit.  The  Sedimenta- 
tion in  the  source  area  continued  under  shallow  marine  condi- 


tions,  with  introduction  of  siliciclastic  (partly  uhramafic)  ma- 
terial,  until  the  Aptian/Lower(?)  Albian. 

A  comparison  of  the  hthologic  profile  of  the  source  area 
with  lithologies  of  the  Austroalpine  and  Penninic  units  shows 
that  the  clastic  components  of  the  Losenstein  Beds  were  deri- 
ved  from  an  area  in  Lower  Austroalpine  position. 


1.  EINLEITUNG 


Die  klastische  Sedimentfolge  der  Losensteiner  Schichten 
(Unteralb  bis  Vraconien)  ist  auf  die  tiefsten  tektonischen 
Stockwerke  der  Nördlichen  Kalkalpen  beschränkt  (Tiefbaju- 
varikum).  Es  handelt  sich  um  eine  maximal  200  m  mächtige 
Serie  aus  Ton-  und  Siltsteinen  mit  turbiditischen  Sandsteinen, 
Geröllpeliten  und  Konglomeraten.  Obwohl  die  Lithofazies- 
typen  dieser  Serie  lateral  und  venikal  rasch  wechseln,  sind  sie 
doch  erstaunlich  gleichförmig  ausgebildet  entlang  des  gesam- 
ten Kalkalpen-Nordrandes  von  Vorarlberg  bis  Wien. 

Die  diesem  Artikel  zugrunde  liegenden  Arbeiten  erfassen 
grob-klastische  Sedimente  der  Losensteiner  Schichten  zwi- 
schen dem  Großen  Walsertal/Vlbg.  im  Westen  und  Füs- 
sen/AUgäu  im  Osten  (Abb.  1). 

Die  Ablagerung  der  Losensteiner  Schichten  (Kollmann 
1968)  erfolgte  in  einem  Zeitabschnitt  der  Kreide,  während 
dem  geotektonische  Bewegungen  das  Bild  des  alpinen  Te- 
thysraumes  tiefgreifend  umgestalteten.  (Dewey  et  al.   1973; 


Trompy  1975;  Frisch  1976,  1981;  Dietrich  1976).  Die  Zerle- 
gung der  oberosialpinen,  paläozoisch-mesozoischen  Sedi- 
mentplatte und  ihre  Stapelung  zu  einem  Deckenkomplex  fand 
im  wesentlichen  während  der  Mittelkreide  statt.  Diese  Vor- 
gänge lassen  sich  erklären  als  Reaktion  der  sedimentären 
Hülle  auf  Verschuppungen  bzw.  Verkürzungen  der  unterla- 
gemden  kontinentalen  Kruste  (vgl.  Bogel  1976)  während  der 
Schließung  des  Südpenninischen  Ozeans  im  Norden  des 
Ostalpin  (zusammenfassende  Darstellungen  in  Trompy  1975, 
Tollmann  1976,  Obeiihauser  1980). 

Die  Sedimente  der  Losensteiner  Schichten  mit  ihrem  bun- 
ten Spektrum  an  ,, exotischen"  Gerollen  umstrittener  Her- 
kunft hatten  früh  die  Aufmerksamkeit  geologischer  Bearbei- 
ter auf  sich  gezogen  (Broili  1914;  vgl.  Müller  1973).  Aus  der 
vermuteten  Herkunft  und  der  Zusammensetzung  vor  allem 
des  kristallinen  Detritus  wurden  sehr  unterschiedliche  paläo- 
tektonische  und  paläogeographische  Schlüsse  gezogen.  Es 


Abb.  1 .     Lage  des  Arbeitsgebietes  und  tektonische  Gliederung  der  Kalkalpen  zwischen  Großem  Walsertal 
und  Füssen/ Allgäu. 

1  =  Blasenka  (Großes  Walsertal),  2  =  Bärgunt  (Hinteres  Kleines  Walsertal),  3  =  Roßkopf,  Hauselloch- 
bach,  Weißenbach,  Kleebach  (westl.  Hindelang),  4  =  Riesenbach  fVilstal),  5  =  Schrecksee 


0km 


157 


wurde  mehrfach  versucht,  die  orogenen  Bewegungen  wäh- 
rend jener  wichtigen  Phase  der  alpidischen  Entwicklungsge- 
schichte aus  den  syntektonisch  entstandenen  Ablagerungen 
zu  rekonstruieren. 


In  der  vorliegenden  Arbeit  werden  ergänzende  Beobach- 
tungen und  Ergebnisse  sedimentologischer  Untersuchungen 
an  Konglomeraten  der  Losensteiner  Schichten  mitgeteilt. 


2.  SEDIMENTPETROGRAPHIE  DER  KONGLOMERATE 


Angaben  zur  Petrographie  der  Losensteiner  Schichten  fin- 
den sich  in  den  Arbeiten  von  Zeil  (1955,  1956),  Zacher 
(1966),  Kollmann  (1968),  Müller  (1973),  Löcsei  (1974).  Die 
folgende  kurzgefaßte  Zusammenstellung  sedimentpetrogra- 
phischer  Charakteristika  der  Losensteiner  Konglomerate 
geht  aus  den  Untersuchungen  von  Gaupp  (1980)  hervor. 


2.1  GEFÜGE  UND  FAZIESMERKMALE 

Lithologie: 

Polymikte  Orthokonglomerate,  Parakonglomerate,  Ge- 
röllpsammite  und  GeröUpelite.  Die  stark  vorherrschenden 
komponentengestützten  Orthokonglomerate  treten  entwe- 
der strukturlos  (chaotisch)  und  unsortien  oder  strukturiert, 
gut  sortiert  mit  Regelung  und  Imbrikation  auf.  Die  Kompo- 
nenten sind  sehr  gut  gerundet,  seltener  mäßig  gut  gerundet, 
Gerölldurchmesser  bis  >2  m,  häufige  Modalwerte  zwischen  2 
und  5  cm.  Matrk  der  bimodalen  Orthokonglomerate  ist 
meist  gut  sonierter  Sand  bis  Grobsand,  bei  den  polymodalen 
Parakonglomeraten  sandreicher  Tonsilt.  Geröllspektrum  mit 
hoher  kompositioneller  Reife. 

Sedimentstrukturen : 

Normale  und  Lnverse  Gradierung  häufig.  Sowohl  ,,coarse- 
tail" -Gradierung  als  auch  ,,distribution"-Gradierung  vertre- 


ten. Großmaßstäbliche,  horizontal-planare  Schrägschichtung 
mit  Winkeln  bis  25°  ist  selten  zu  beobachten.  Parallele  Hori- 
zontalschichtung häufig  in  dicken  Bänken  mit  multipler  Gra- 
dierung. Feinkonglomeratbänke  zeigen  Strömungsmarken  an 
den  Schichtunterflächen. 

Geometrie  der  Konglomeratkörper: 

Meist  linsenförmige  Körper  geringer  lateraler  Kontinuität, 
selten  ebenflächig  begrenzte  Bänke.  Mächtigkeit  einzelner 
Lagen  zwischen  0,3  m  und  2  m,  mitunter  >  10  m.  Die  Basis 
mächtiger  Lagen  zeigt  erosive  Diskordanz  zu  den  liegenden 
Sedimenten  (Abb.  2  und  3).  Bankoberflächen  eben  und  oft 
von  Grobsandlagen  überdeckt.  Sehr  mächtige  Konglomerat- 
körper sind  komplex  aufgebaut  aus  einzelnen  basal  ineinan- 
dergreifenden bandförmigen  Schüttungskörpern  mit  plan- 
konvexem Querschnitt  (z.  B.  Bärgunt,  Abb.  3;  Gaupp  1980). 

Transportrichtungen  und  Proximalität: 

Intemgefüge  und  Sohlmarken  der  mit  den  Konglomeraten 
assoziierten  Turbiditsandsteine  belegen  einen  Sedimenttran- 
sport aus  nördlichen  Richtungen  (Müller  1973).  Aufgrund 
der  Korngrößenabnahme  in  den  Konglomeraten  von  der  Ce- 
noman-Randschuppe  im  Norden  zur  Allgäudecke  im  Süden 
wurde  von  Zeil  (1955,  1956)  und  Zacher  (1966)  auf  ein  im 
Norden  gelegenes,  heute  nicht  mehr  erschlossenes  Lieferge- 
biet geschlossen  (vgl.  Broili  1914,  Kraus  1951). 


CENOMAN 


Vrocon 


0- 


M-     ALB 


0-      APT 


LOSENSTEINER 
SCHICHTEN 

TANNHEIMER 
SCHICHTEN 


ra 


Konglomerate 
Sandsteine 
l«lergel  .Tonmergei 
IvtergelPcatke 
Kolke 


NEOKOM- 
APTYCHENSCHICHTEN 


Abb.  2.  Schemazeichnung  zur  Verdeutlichung  der  stratigraphi- 
schen  Beziehungen  zwischen  Losensteiner  Schichten  und  den  liegen- 
den Tannheimer  Schichten. 

('■'  =  Schichtausfall  unter  konglomeratischen  Rinnenfüllungen  durch 
basale  Erosion) 


158 


■Im 


+  8/77 


'  M  • 


i? 


+  15m 


Abb.  3.     Aufschlußskizze  der  erosiven  Basis  einer  mächtigen  amal- 
gamierten  Orthokonglomeratlage  (Rinnenfüllung)  über  Psammiten, 
Parakonglomeraten  und  Geröllpeliten  der  Losensteiner  Schichten. 
Bärgunt,  Hinteres  Kleines  Walsertal,  1790  m  NN;  Arosa-Zone. 


Nach  Gaupp  (1980)  belegen  die  systematischen  Korngrö- 
ßenvariationen der  Gerolle  eine  generell  Nord-Süd  gerichtete 
Sedimentzulieferung:  Durchmesser  übergroßer  EinzelgeröUe 
>  1  m  treten  nur  in  den  Konglomeraten  der  Genoman-Rand- 
schuppe  (und  aus  dieser  tektonisch  verschleppt  in  der  Aro- 
sa-Zone) auf. 

Die  mittleren  scheinbaren  Durchmesser  der  10  größten  Ge- 
rolle (=  D/10-Werte)  aus  basalen  Teilen  gradierter  Konglo- 
merate und  aus  ungradierten  Konglomeraten  liegen  in  der 
Genoman-Randschuppe  mindestens  um  20%  über  denen  der 
AUgäudecke.  Die  Häufigkeit  von  Konglomeraten  mit 
D/10-Werten  >15cm  geht  in  der  südlichen  AUgäudecke 
(Tannheimer  Berge)  gegen  Null. 

In  turbiditischen  Psammiten  weisen  Bankmächtigkeiten, 
Korngrößen  basaler  Lagen  und  die  Abfolgen  der  BouMA-Ab- 
schnitte  auf  distalere  Verhältnisse  in  der  AUgäudecke  als  in  der 
Genoman-Randschuppe  hin. 

Die  Gesamtheit  sedimentologischer  Beobachtungen  in  den 
Losensteiner  Schichten  belegt  größere  Proximalität  in  der 
Genoman-Randschuppe,  verglichen  mit  der  AUgäudecke 
(Gaupp  1980). 

Zur  Interpretation  des  Ablagerungsmilieus: 

Interngefüge,  Geometrie  und  Faziesassoziationen  der 
Konglomerate  belegen  ihre  Bildung  aus  schwerkraftbeding- 
ten Resedimentationen.  Es  handelt  sich  nicht  um  klastische 
Bildungen  einer  Transgression  wie  vormals  angenommen. 
Die  Losensteiner  Schichten  wurden  in  kleinen  radial-finger- 
förmig nach  Süden  vorgreifenden  submarinen  Fächern  unter 
tief-sublitoralen  bis  bathyalen  Verhältnissen  abgelagert.  Die 
Konglomerate  sind  klastische  Füllungen  von  Rmnen,  die 
durch  basale  Erosion  unter  hochkonzentrierten  Sedimentdis- 
persionsströmen entstanden  (Details  in  Gaupp  1980,  1982). 


2.2  KOMPONENTENBESTAND  DER  KONGLOME- 
RATE 

Das  Geröllspektrum  der  Konglomerate  umfaßt  leukokrate 
plutonische  und  vulkanische  Gesteine,  basische  Vulkanite, 
niedrig-  bis  mittelgradig  metamorphe  Gesteine  sowie  silizi- 
klastische  und  karbonatische  Sedimentgesteine  (Ampferer  & 
Ohnesorge  1909,  Brinkmann  et  al.  1937,  Zeil  1955,  Zacher 
1966,  Muller  1973,  Locsei  1974,  Gaupp  1980). 

Die  Abbildungen  4,  5  und  6  geben  einen  Überblick  über  die 
häufigsten  Gerölltypen.  Vor  allem  die  kristallinen,  meist  als 
,, exotisch"  bezeichneten  Komponenten  wurden  in  Beschrei- 
bungen dieser  Konglomerate  hervorgehoben. 

Rhyolithische  und  dacitische  Gerolle  sowie  pyroklastische 
Äquivalente  sind  die  häufigsten  Kristallin-Komponenten. 
Granite  (vorherrschend  grüne  Varietäten)  sind  sehr  selten. 

Bei  den  Metamorphiten  sind  Phyllite  und  Glimmerschiefer 
im  Osten  häufiger  als  im  Westen.  Generell  sind  Phyllite, 
Glimmerschiefer  und  Gneise  untypische  und  relativ  seltene 
Komponenten  der  Losensteiner  Schichten. 

Höhermetamorphe  Gesteine  fehlen  im  Westen  entweder 
ganz  oder  sind  extrem  selten.  Ultrabasischer  Detritus  (Ser- 
pentinit)  tritt  nur  in  der  Sandfraktion  auf. 

Die  Sedimentgesteinskomponenten  wurden  bislang  gedeu- 
tet als  umgelagerter  Detritus  der  kalkalpinen  permomesozoi- 
schen  Schichtfolge  (Zeil  1955,  Müller  1973,  Dietrich  1976). 
Auch  LöcsEi  (1974)  gibt  für  die  Sedimentgesteinsgerölle  eine 
,, Kalkvoralpine"  Herkunft  an.  Lediglich  El  Noor  (1966)  hält 
kalkalpine  Herkunft  für  verschiedene  Kalkgerölle  für  ausge- 
schlossen. 


Zusammensetzung 

Bärgunt 

Häuselloch 

(Arosa-Zone) 

(Cenoman- 
Randschuppe) 

Sedimentgesteine : 

Biogene  arenit.  Kalke 

9,9 

4,8 

Kreidesandsteine 

1  ,6 

0,8 

Fleckenkalke  u. bunte  Kalklutite 

10,7 

7,7 

Echinodermen-Biosparite 

<0,5 

1,8 

Hornsteine,Spiculite,Radiolarite 

<0,5 

2,5 

weißer  Dolomit ,dolom.  Kalk 

11,2 

6,3 

gelbgrauer  u.  gelber  Dolomit 

16,9 

12,8 

schwarzer  Dolomit 

1  ,3 

<0,5 

rote  u.  graue  Quarzpsammite 

1  ,6 

6,8 

schwarze  Lydite 

1,3 

2,5 

Kristallin: 

Quarz 

Granit 

Metakonglomerate,Quarzite  u. 

Meta-Arkosen 

Saure  u.  intermediäre  Eruptiva 

Basische  Eruptiva 

Chloritaggregate, ( ?) Serpentinit 

Chloritschief er /Glimmerschiefer 


11  ,2 

19,3 

CO, 5 

— 

11  ,8 

7,8 

17,8 

15,1 

4,5 

10,3 

— 

1  ,0 

0,6 

0,5 

313  Gerolle 


398  Gerolle 


Abb.  4.     Prozentuale  Verteilung  der  Geröllkomponenten  in  zwei 
Konglomeratbänken  der  Losensteiner  Schichten  (Alb). 


159 


0   HÄUFIG 
3  ZURÜCKTRETEND 
O   SELTEN 
^     NICHT  NACHGEWIESEN 


j= 

j:: 

SZ 

(1) 

u 

u 

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CO 

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XI 

Silt-/Tonsteine 

9 

» 

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Quarzpsammite 

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9 

9 

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Kalkarenite 

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O 

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9 

9 

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Orbit . Lithothamn . - 
Bioarenite 

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Orbit. Milioliden- 
Biomikrite 

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Bio-Oolumpsparite 
Korallenbiolithite 

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Bioin trasparite 
mit  Salpingoporella 

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Calpionellenkalke 

Biopelsparite 
mit  Clypeina  j. 

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Lumpintrasparite 
mit  Protopeneroplis 

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Saccocomakalkmikrite 

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Radiolarite 

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Kieselkalke, 
Spiculite 

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Echinodermenschuttkalk 

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Fleckenkalke  (jf) 

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Bunte  Kalklutite 
Ober triaskalke 

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(Haupt-)  Dolomit 

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?  Dolomit  gelb 

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(Wetterstein-)  Kalk 
(Wetterstein-)  Dolomit 

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?  schwarze  Kalkmikrite 

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Buntsandstein 

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9 

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9 

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' 

Abb.  5.     Zusammensetzung  des  mesozoischen  Anteils  von  Sedimentgesteins-Koraponenten  in  Konglo- 
meraten der  Losensteiner  Schichten. 


Eine  eingehende  Neubearbeitung  der  Sedimentgesteinsge- 
röUe  macht  nun  deutüch,  daß  verschiedene  der  Geröll-Litho- 
faziestypen  im  Kalkalpin  entweder  selten  oder  aber  unbe- 
kannt sind.  Nur  diese  Komponenten  sowie  einige  weitere  pa- 
läogeographisch  interessante  Geröllanteile  werden  hier  kurz 
beschrieben. 

a)  Wettersteinkalk  und  -dolomit: 

Weiße,  teilweise  gelbgefleckte  dolomitische  Dismikrite  mit 

pel-  und  lumpsparitischen  Partien,  Fenstergefügen,  gradier- 
ten Hohlraumfüllungen  (z.  T.  fenestral  algal  boundstones). 


Fossilgehalt:  Pharetronen,  Kalkschwämme,  Ostracoden; 

Algen:  Zonotrichites,  Tubiphytes  obscurus  Maslov, 
Thaumatoporella  sp.; 

Foraminiferen:  Ophtalmidium  cf.  tricki  (Langer), 
Glomospirella  sp.,  Trochammina  sp.,  Turri- 
spirillina  prealpina  Trifonova;  bestimmt  durch 
Dr.  Ott:  Endothyra  cf.  batuxi,  Amphimuralis 
sp.,  Aeolisaccus  tintinniformis  MiSik. 

Obwohl  keine  sicheren  Leitformen  zu  finden  waren,  deutet 
nach  Herrn  Dr.  Ott  die  Fauna  und  der  Gesamteindruck  auf 
(?)  mittel-  und  obertriadischen  Wettersteinkalk  und  -dolomit 


160 


hin.  Der  Mangel  an  Diploporen  und  das  gehäufte  Auftreten 
Yon  Tubiphytesobscurus  Maslov  läßt  auf  Riff-Fazies  (E.  Ott 
1972)  schließen. 

b)  Brecciöse  Lias-  und  Doggerkalke: 

Bunte  fossilführende  Calcilutite  des  Lias  und  Echinoder- 
men-Biosparite  und  Kieselkalke  sind  mitunter  fein-  bis  grob- 
brecciös  ausgebildet.  Entweder  Intraklasten  gleicher  Litholo- 
gie  und  Fauna  oder  dolomitische  Extraklasten  sind  in  die 
Kalke  eingebettet.  Tektonische  Brecciierung  ist  auszuschlie- 
ßen, da  die  Matrix  dieser  klastischen  Kalke  praktisch  unzer- 
brochen  ist  und  deutliche  Anzeichen  von  plastischer  Verfor- 
mung durch  die  Klasten  zeigt.  Gerolle  dieser  Art  erreichen 
mehrere  dm  Durchmesser;  die  Größe  der  Klasten  liegt  zwi- 
schen 1  mm  und  15  cm. 

c)  Jura-Flachwasserkalke  mit  Clypeina  jurassica  Fa\'re: 

Bedeutsam  für  paläogeographische  Fragen  sind  die  beson- 
ders im  Westen  des  Untersuchungsgebietes  häufigeren  hell- 
grauen und  dunkelblaugrauen,  weißlich  anwitternden  Kalk- 
gerölle,  die  ohne  nähere  Beachtung  leicht  mit  kalkalpinen 
Obertriaskaiken  verwechselt  werden  können: 

Biomikrite,  Biopelsparite  (Tafel  I,  Fig.  1),  Biointrasparite, 
Lumpsparite  mit  Biogenen,  Oosparite,  brecciierte  Pelsparite. 

Fossilgehalt:  Mollusken:  Kleingastropoden,  grobe  mikriti- 

sierie  Bivalvenschalenfragmente,  Bankia  itriata  (Ca- 

Rozzi); 

Algen:  Clypemu  jurassica  Favre,  Cayeuxia  cf.  ameri- 
cana  Johnson,  Cayeuxia piae  Frollo,  Cayeu- 
xia sp.,  Tubiphytes  morronensis  Crescenti, 
Bacinella  irregularis  Radoicic,  Pianella  sp.; 

Foraminiferen:  Protopeneroplis  striata  Weynschenk, 
Trocholina  alpina  (Leupold),  Labynnthina 
sp.,  Miliolidae,  Textulariidae,  Lituolidae; 

Bryozoen;  Korallenbruchstücke  (z.  T.  ganze  Stöcke); 
Koprolithen  (Favreiria  sp.);  Crinoidenstiel- 
glieder;  Ostracoden. 

In  den  mit  Dünnschliffen  und  Acetatfolienabzügen  unter- 
suchten Proben  ließen  sich  sowohl  Kalke  mit  zahlreichen  Pr. 
striata,  solche  mit  C/.  jurassica  und  seltener  auch  solche  mit 
Bankia  striata  nachweisen.  Damit  ist  auf  ein  Alter  der  Kalk- 
gerölle  von  Kimmeridge  bis  mittleres  Tithon  zu  schließen. 

Die  lithologische  Ähnlichkeit  dieser  Kalke  mit  den  Ge- 
steinstypen des  Sulzfluhkalk  (W.  Ott  1969)  ist  beachtens- 
wert. Vergleichbar  sind  diese  Kalke  auch  mit  Malmflachwas- 
serkalken  der  östlichen  Nordkalkalpen  wie  dem  Piassenkalk 


(Fenninger  &  Hotzl  1965;  Tollmann  1975a)  und  bedingt 
auch  mit  Barmsteinkalk  und  Tressensteinkalk. 

d)  Unterkreide-Flachwasserkalke  in  ,,Urgonfazies": 

Hellbraune,  blaßrote,  hell-  bis  dunkelgraue  Biomikrite, 
Biopelmikrite,  Biosparrudite  und  Biolithite  (Tafel  I, 
Fig.  3-6). 

Fossilgehalt:    grobe    Gastropoden-    und    Bivalvenschalen- 

stücke,  Echinodermenfragmente; 

Algen:  Salpingoporella  muehlbergii  (Lorenz),  Acro- 
porella  radoiaa  Praturlon,  Acicularia  sp., 
Aciculana  cf.  elongata  Carozzi,  Coptocampy- 
lodon  fontis  Patrulius,  Bacinella  irregularis 
Radoicic  (Lithocodium),  Ethelia  alba  Pfen- 
DER,  Boueina  sp,  ?  Likanella  sp.,  Lithocodium 
aggregatum  Elliot,  Archaeolithothamnmm 
sp., 

Foraminiferen:  Palorhitolina  lenticularis  (Blumen- 
bach), Orbitolina  cf.  conica  d'Archiac,  Orbi- 
tolina  sp.,  Dictyoconus  cf.  arabicus  Henson, 
Sabaudia  minuta  Hofker,  Cuneolina  sp., 
Rheophax  sp.,  Pseudochoffatella  sp.,  Glomo- 
spira  sp.,  Quinqueloculina  sp.,  Nautiloculina 
sp.,  ?  Ovalveolina  sp.,  Textulariidae. 

Außerdem  Korallen(-bruchstücke),  Poriferen,  Ostra- 
coden. 

Für  KalkgeröUe  mit  Salpingoporella  muehlbergii  (Lorenz) 
kommt  ein  Alter  von  Hauterive  bis  Mittelapt  in  Frage  (Con- 
rad &  Peybernes  1976),  nach  Conrad  (1977)  Berrias  bis  Un- 
terapt. 

Sabaudia  minuta  Hofker  ließe  eine  Einstufung  Hauterive 
bis  tiefes  Apt  zu  (GusiC  1975).  Sichere  Belege  für  Alb- Alter 
sind  nicht  gegeben. 

Diese  GeröUe  entsprechen  völlig  der  sog.  ,,Urgonfazies", 
die  mit  bioklastischen  Flachwasserkalken  in  der  Unterkreide 
im  Tethysbereich  weit  verbreitet  war.  Nach  Mikrofazies  und 
Fossilgehalt  ist  in  Anlehnung  an  Conrad  (1977)  auf  infralito- 
rale  bis  circalitorale  Ablagerungsmilieus  dieser  Kalke  zu 
schließen. 

e)  Chromspinellführende  Flachwasserkalke  der  Unterkreide 

Orbitolinenreiche  Intrabiosparite  und  Oosparite  (Taf.  H, 
Fig.  1-3)  führen  gelegentlich  terrigenen  Detritus.  Quarzkör- 
ner, Chromspinell,  Serpentinit  oder  Chloritaggregate  sind  in 
Lumps  eingeschlossen  oder  bilden  den  Kern  von  Ooiden. 


3.  DER  AUFBAU  DES  LIEFERGEBIETES 


Aus  dem  Geröllbestand  in  Konglomeraten  der  Losenstei- 
ner Schichten  läßt  sich  hypothetisch  der  Aufbau  des  Lieferge- 
bietes rekonstruieren  (Abb.  6).  Demnach  wurde  die  meso- 
zoische (Untertrias  bis  Apt/ Alb)  und  paläozoische  (Permo- 
karbon  und  ?  älter)  Sedimenthülle,  samt  eingeschalteten  sau- 
ren und  basischen  Vulkaniten  abgetragen  bis  auf  den  kristalli- 
nen Sockel.  Das  Grundgebirge  war  gekennzeichnet  durch 
niedrig-    und    mittelgradige    Metasedimente/Metavulkanite 


und  granitische  Gesteine.  Permokarbon  ließ  sich  neuerdings 
durch  palynologische  Untersuchungen  (Gaupp  &  Batten  in 
Vorb.)  belegen.  Eine  relativ  mächtige  klastisch-vulkanogene 
Permoskyth-Schichtserie  war  von  vergleichsweise  gering- 
mächtiger Trias  überlagert.  Die  vermutlich  kontinuierliche 
Schichtfolge  von  Lias  bis  Mittelkreide  weist  charakteristische 
litorale  Karbonatsedimente  während  Malm  und  Unterkreide 
auf.  Ein  Teil  der  Jura-/Unterkreide-Sedimente  in  Übergangs- 


161 


und  Langschwebfazies  (vgl.  Abb.  6)  wurde  beim  Geröll- 
stromtransport aus  flachmarinen  Bereichen  in  den  tiefermari- 
nen Ablagerungsraum  der  Losensteiner  Schichten  durch  ba- 
sale Erosion  in  die  Konglomerate  eingearbeitet  (kantige  Kla- 
sten  ±  ohne  Rundung). 


Basische  und  ultrabasische  Gesteine  wurden  im  weiteren 
Raum  des  Liefergebietes  bereits  während  des  Apt  (oder  noch 
früher)  erodiert  und  in  flachmarine  Kalksedimente  eingela- 
gert. 


4.  DISKUSSION 


4. 1  KRISTALLINES  BASEMENT 

Typisch  für  den  Geröllbestand  der  Alb-Konglomerate  ist 
das  Fehlen  von  höhermetamorphem  Kristallin.  Gneiskom- 
ponenten sind  extrem  selten  oder  fehlen  völlig.  Trümpy  (1975) 
hebt  für  das  Unterostalpin  Graubündens  den  Reichtum  an  pa- 
läozoischen Granitoiden  hervor  und  verweist  auf  den  Kon- 
trast zum  Südpenninikum  und  Oberostalpin,  wo  der  kristal- 
line Untergrund  v.  a.  aus  Gneisen  und  Glimmerschiefern  be- 
steht. 

Das  Permoskyth  von  Tarntaler  Bergen  und  Radstädter" 
Tauern  (Clar  1940,  Enzenberg  1967)  wird  von  Quarzphyllit 
bzw.  Wenger  Kristallin  unterlagert,  während  Mittelostalpin 
(Altkristallin)  und  Mittelpenninikum  (Zentralgneis)  vorwie- 
gend höhermetamorphes  Kristallin  aufweisen  (vgl.  Frasl  & 
Frank  1966,  Frisch  1968).  Grüne  Granite  und  Granitmyloni- 
te,  wie  sie  selten  auch  in  den  Alb-Konglomeraten  und  nach  ei- 
genen Funden  auch  in  den  Tratenbachschichten  vorkommen, 
sind  typisch  für  das  Unterostalpin  des  Err-Julier-Gebietes, 
sind  aber  auch  im  Mittelpenninikum  (grüne  Granite  der  Falk- 
nis-,  Tasna-  und  Sulzfluh-Decke)  häufig  vertreten  (Corne- 
lius 1935,  Bertle  1973,  Burger  1978).  Nach  neuen  Untersu- 
chungen von  Grüner  (1981)  wird  allerdings  für  Falknis-  und 
Sulzfluh-Einheit  wieder  eine  unterostalpine  Position  erwo- 
gen. Grüner  stellt  in  dem  Zusammenhang  die  starke  Beteili- 
gung amphibolitischer  Gesteine  im  Mittelpenninikum  in  Ge- 
gensatz zum  amphibolitarmen  Unterostalpin. 

Chloritquarzite  und  Chloritschiefer,  häufiger  in  den  feine- 
ren Fraktionen  klastischer  Sedimente  der  Losensteiner 
Schichten,  lassen  sich  z.  T.  mit  Altkristallin  aber  auch  mit  den 
Casannaschiefern  der  Arosa-Zone  vergleichen  (Grünau 
1947). 


4.2  PALÄOZOIKUM 

Besonders  auffallend  sind  die  häufigen  graugrünen  bis  ro- 
ten, sauren  bis  intermediären  Vulkanite  in  den  Konglomera- 
ten der  Losensteiner  Schichten  (Rhyolithe,  Felsitporphyre, 
Dacite,  Ignimbrite  usw.).  Gegen  eine  mögliche  Ableitung 
dieser  Vulkanite  aus  der  Grauwackenzone  (z.  B.  Dietrich 
1976)  spricht  nach  Tollmann  (1976b),  daß  die  Porphyroide 
dieser  Zone  (z.  B.  Blasseneck-Porphyroide)  bereits  varis- 
zisch  metamorph  wurden.  Dieses  Argument  läßt  sich  jedoch 
nicht  auf  das  Unterostalpin  ausdehnen.  Im  Permoskyth  des 
Ober-  und  Unterostalpin  von  Graubünden  sind  mächtige 
Quarzporphyre  und  Pyroklastika  vertreten  (Cornelius 
1935).  Von  allen  tektonischen  Einheiten  nördlich  des  Ober- 
ostalpin  weist  das  Unterostalpin  Graubündens  die  umfang- 
reichste vulcano-sedimentäre  Formation  auf.  Die  alpidisch 


metamorphosienen,  prätriadischen  Nair-Porphyroide  der 
Err-Grevasalvas-Decke  haben  dacitische,  rhyolithische  und 
andesitische  Zusammensetzung.  Nach  Trümpy  (1975)  sind 
deckenförmige  Rhyolithe  wohl  permischen  Alters  auch  in  der 
Bernina-Decke  vertreten.  Auch  Dietrich  (1976)  hält  eine  un- 
terostalpine Abkunft  der  Vulkanitgerölle  für  wahrscheinlich. 
Daß  permische  Vulkanite  auch  in  den  Karpaten  in  internen 
Bereichen  vertreten  sind,  ist  aus  der  Melaphyr-Subformation 
der  innerkarpatischen  Choc-Gemeriden  (Mahel  1963)  zu  er- 
sehen, die  auch  Tollmann  (1965)  dem  Oberostalpin  gleich- 
setzt. 

Dünner  (1934)  erwähnt  Quarzporphyre  aus  dem  Mittel- 
penninikum des  westlichen  Tauernfensters,  die  zwischen 
Zentralgneis  und  Hochstegenmesozoikum  (Frisch  1976)  auf- 
treten. Eine  Herleitung  der  QuarzporphyrgeröUe  im  ,,Rand- 
cenoman"  aus  diesem  Gebiet  wird  von  Frisch  (1.  c. )  erwogen. 

Eine  Durchsicht  der  mir  von  Herrn  Prof.  Frisch  freundli- 
cherweise gegebenen  Dünnschliffe  dieser  metamorph  über- 
prägten Quarzporphyre  zeigte  aber  wenig  Gemeinsamkeiten 
außer  texturellen  Merkmalen. 

Betrachtet  man  die  epimetamorphen,  möglicherweise  tlw. 
karbonen  Metapsammite  (Arkosen,  Grauwacken)  und  Meta- 
konglomerate  in  den  Gerollen,  dann  scheinen  diese  eher  mit 
vermutlich  präpermischen  Metasedimenten  des  Unterostal- 
pin (Enzenberg  1967,  Cornelius  1935)  vergleichbar,  als  mit 
solchen  des  Penninikum  (z.  B.  Habachserie,  vgl.  Frasl  & 
Frank  1966). 


4.3  PERMOSKYTH  UND  TRIAS 

Terrigene  Sedimente  des  alpinen  ,,Verrucano"  sind  in  den 
Tarntaler  Bergen  (Quarzite,  Serizitquarzitschiefer,  Enzen- 
berg 1967),  in  den  Radstädter  Tauern  (Tollmann  1959),  im 
Julier-Bemina-Gebiet  (Cornelius  1935)  sowie  im  Mittelpen- 
ninikum (Wustkogelserie  z.  B.  Frisch  1968)  nachzuweisen. 
Ebenso  ist  Buntsandstein  in  den  genannten  Einheiten  vertre- 
ten. 

Die  Gesamtmächtigkeit  der  Trias  ist  im  Unterostalpin  und 
Mittelpenninikum  geringer  als  im  Oberostalpin  (vgl.  Prey 
1976).  In  der  Sulzfluhdecke  ähnlich  wie  unter  dem  Hochste- 
genkalk  ist  Trias  kaum  entwickelt  oder  fehlt  völhg  (W.  Ott 
1969,  Frisch  1968).  Wenn  überhaupt,  dann  ist  Trias  im  Pen- 
ninikum nur  sporadisch  durch  Dolomite  vertreten  (Thiele 
1970). 

Dagegen  ist  die  Trias  im  Unterostalpin  zwar  lückenhaft 
und  geringmächtig  aber  doch  stets  vorhanden  (Trümpy  1975). 
Hauptdolomit  erreicht  m  Graubünden  400  m,  in  den  Tarnta- 
ler Bergen  200  m  Mächtigkeit  (Enzenberg  1967). 


z 


Abb.  6 


Zetlskala    nach 
KULP    1960 
ERNSI&KREUZER  197E 


ALB 


APT 


BARREME 


HAUTERIVE 


VALANGIN 
BERRIAS 


MALM 


DOGGER 


LIAS 


-OBERTRIAS 


MITIELTRIAS 


UNTERTRIAS 


ZECHSTEI^ 


ROTUEGENOES 


Hypothetischer   geologischer  Aufbau   des  Liefergebietes 
klastischer  Sedimente  der  Losensteiner  Schichten  (U.-Alb-Vracon) 

(basierend  auf  Geröllanalysen  der    Konglomerate   und    Mineralbestand  der  Sandsteine) 


UBERGANGSFAZIEb  LANGSUHWEB 

KURZSCHWEBFAZIES  FAZIES 

I  TIEFSCHWELLENBEREICH  i 


(23)  Kolkorenite 


^Quarzpsammite 


® 

@ 

® 

(15) 


)KristQllinfuhrende  Biosparite,  -mikrite 
mit  Orbitolinen,  Milioliden   etc 

) Biosparite  mit  Dosyclodoceen 
(Urgonkalke) 

)Korallenbiolithite 

Ophiolithe  (DiabQse  iwS,  Serpentinit) 
Biomikrite,  Biopelsp    (g)Aptyctiensch 
m  Clypeino  jurossico       (Calpionellenkalk) 
(Typus  Sulzfluhk  /PiQssenkalk) 

Saccocomokalke 

Filomentkolke,  ^^d^a   u  * 

Radiolorienkalke        05  R°diolorite 
m  Protoglobigennen 

@  Echinodermen-  Biosporite 

(j2)Spiculite,  Kieselkolke 

/rj>  Fleckenmergel 
(io)KQlkbreccien  ^Allgouschichten) 


(J) Hauptdolomil ,  Obertriaskolke 

(?)  Wettersteinkolk  u  -dolomit 

@  gelbe  Dolomite 

@  Buntsandstein  (rote 'Permoskyth'  - 
Quorzpsammite) 


Postvariszische 
@)  Transgressions-, 
bildungen 


Sandsteine 
CQuorzite',  Arkosen) 
'Tonsteine 
'  Konglomerate 


@  basische  Vulkonite  (Diabase) 


saure  bis  intermed 
Q  Vulkonite  u 
Pyroklostika 


(^  Epimetomorptie 
Serie  ^ 


©  'Altkristollin' 


'  Ouarzporptiyre 

Felsitfelse 

Quarz  keratoptiyre 

Ignimbrite 

Tuftite 
Arkosen 
Grauwocken 
Quarzite.Metokonglm 
Lydite,  ■?  Marmore 

■Phyllite,  Glimmersctiieter 
Chloritschieter,   (Gneis) 


(T)  (')variszische  Granite 


RG1979 


163 


RossNER  (1976)  wies  in  den  nördlichen  Radstädter  Tauern 
Wettersteinkalk  in  Riffazies  nach,  in  einer  Fazies  also,  die 
auch  in  den  Gerollen  der  Losensteiner  Schichten  vorliegt. 

Im  Err-Bemina-Gebiet  liegt  Mitteltrias  geringmächtig  in 
weißen  Wettersteindolomiten  vor  (Cornelius  1935). 

Gelbe  Dolomite,  wie  sie  charakteristisch  in  den  Gerollen 
auftreten,  sind  nach  Cornelius  (1935)  im  Anis  und  im  Karn 
der  Platta-Decke,  der  Carungas-,  Err-  und  Bemina-Decke 
entwickelt.  Herrn  Prof.  Trompy  verdanke  ich  den  Hinweis, 
daß  gelblich-ockerfarbene  feinkristalline  Dolomite  mit 
schwarzen  Dendriten  typisch  im  Unterostalpin  Graubündens 
auftreten. 

Das  Rät  des  Unterostalpin  ist  mit  Lumachellekalken,  The- 
cosmilienkalken  usw.  ähnlich  dem  Oberostalpin  entwickelt 
(vgl.  Trompy  1975,  Rossner  1976). 


4.4  JURA  UND  UNTERKREIDE 

Im  tieferen  Jura  des  Unterostalpin  (Graubünden)  wurden 
Echinodermenschuttkalke  und  Kieselkalke  (Spiculite)  gebil- 
det. Während  des  Dogger  kam  es  zu  den  für  das  Unterostalpin 
auch  weiter  im  E  so  typischen  Breccienbildungen  (z.  B.  Salu- 
ver-Formation,  Finger  1975).  Allerdings  sind  die  Gerolle  ju- 
rassischer Breccien  in  Losensteiner  Konglomeraten,  soweit 
ich  das  bisher  beurteilen  konnte,  frei  von  kristallinen  Kom- 
ponenten. Der  Malm  des  Unterostalpin  ist,  wie  schon  der 
Dogger,  in  Tiefwasserfazies  entwickelt.  Über  Radiolariten 
folgende  Aptychenkalke  reichen  vermutlich  bis  in  die  Unter- 
kreide (Finger  1975,  Trompy  1975).  AusderCarungas-Decke 
bei  Oberhalbstein  (Val  d'Err)  hat  neuerdings  O.  Vobor- 
NY/Zürich  (frdl.  mdl.  Mitt.)  Dogger  bzw.  Malm  im  Tief- 
schwellenfazies mit  Saccocomakalken  nachgewiesen.  Auch 
hier  sind  wieder  Analogien  zum  Komponentenbestand  fest- 
zustellen. 

Kieselige  Jurakalke  (Kieselschiefer,  kieselige  Tonschiefer) 
werden  von  Enzenberg  (1967)  aus  dem  Tarntaler  Unterostal- 
pin beschrieben. 

Mehr  Schwierigkeiten  bringt  die  Zuordnung  der  biogenen 
Malm-  und  Unterkreide-Flachwasserkalke,  die  in  den  Kon- 


glomeratgeröllen  nachgewiesen  werden  konnten.  Im  Bajuva- 
rikum  zwischen  Isar  und  Iller  sind  Kalke  dieser  Fazies  nicht 
vertreten. 

Malmkalke  vergleichbarer  Fazies  sind  N'  des  Oberostalpin 
bisher  lediglich  aus  den  vermutlich  unterostalpinen  (oder  mit- 
telpenninischen)  Sulzfluh-Falknis-Einheiten  (W.  Ott  1969, 
Grüner  1981)  beschrieben  worden.  Das  Auftreten  von 
Urgo-Apt  bzw.  Tristelschichten  in  der  unterostalpinen  Err- 
Bernina-Gruppe  scheint  nicht  sichergestellt  zu  sein  (Trompy 
1975). 

Ein  symmetrisches  Gegenstück  zu  den  Malm-Flachwas- 
serkarbonatplattformen  im  Süden  des  Oberostalpin  (Plassen- 
kalk  usw.)  auch  im  Norden  in  unterostalpiner  (?  auch  mittel- 
ostalpiner)  Position  ist  nicht  grundsätzlich  auszuschließen. 

Rekurrenzen  der  Malm-  und  Unterkreide-Flachwasser- 
karbpnatfazies  waren  selbstverständlich  überall  dort  gegeben, 
wo  die  bathymetrischen  und  paläogeographischen  Verhält- 
nisse dies  erlaubten. 

Unterkretazische  Flachwasserkarbonate  (Urgonfazies)  mit 
Chromspinell-Beimengung  werden  von  ZupaniC  &  BabiC 
(1981)  aus  NW-Kroatien  beschrieben.  Hagn  (1982)  fand  neu- 
erdings allodapische  Kalke  in  Urgonfazies  (Barreme)  mit 
Chromspinell  in  der  Thierseemuide  (SE-Teil  der  Lechtaldek- 
ke). 

Als  Ausgangsgesteine  des  Chromspinell  und  des  Serpenti- 
nit-Detritus  müssen  größere  Komplexe  ultrabasischer  Mag- 
matite  angesehen  werden.  Dabei  muß  offenbleiben,  ob  es  sich 
tatsächlich  um  Abkömmlinge  mesozoischer  ozeanischer  Kru- 
ste, die  im  Zuge  mittelkretazischer  Subduktion  lokal  ins  Ero- 
sionsniveau geriet,  oder  um  ältere  Bestandteile  des  Grundge- 
birges handelt. 

Als  Liefergebiete  für  ultrabasischen  Detritus  in  den  Losen- 
steiner Schichten  kommen  jedenfalls  sowohl  das  ophiolithrei- 
che  Südpenninikum  als  auch  das  Unterostalpin  in  Frage. 
Während  in  der  Schweiz  die  Grenze  Penninikum/Ostalpin 
mit  dem  Fehlen  oder  Auftreten  von  Ophiolithen  gezogen 
wird  (vgl.  Dietrich  1970,  Trompy  1975),  tritt  in  den  Ostalpen 
auch  im  Unterostalpin  noch  Serpentinit  in  bedeutendem 
Ausmaße  auf  (z.  B.  Reckner-Serpentinit  Enzenberg  1967; 
Ophiolithe  der  Matreier  Zone,  Frisch  1976,  Tollmann  1977). 


5.  SCHLUSSFOLGERUNGEN  ZUR  PALÄOGEOGRAPHIE 


Tollmann  (z.  B.  1965a)  lokalisiert  das  Liefergebiet  allothi- 
gener  GeröUe,  v.  a.  aufgrund  von  Analogieschlüssen  auf  Ver- 
hältnisse in  den  Karpaten  (vgl.  Birkenmajer  1960),  am  Nord- 
rand des  Mittelpenninikum  (,,Ultrapienidischer  Rücken"). 
Die  paläogeographische  Lage  des  Liefergebietes  hat  schwer- 
wiegende Bedeutung  für  die  zeitliche  Fixierung  orogener 
Hauptbewegungen  in  den  Ostalpen.  Wenn  Tollmann  das 
Liefergebiet  in  das  nördliche  Mittelpenninikum  verlegt,  dann 
bedeutet  dies  zwangsläufig,  daß  das  Südpenninikum  der  Tau- 
ernschieferhülle  bereits  vor  dem  Mittel-  oder  Unteralb  unter 
die  Austroalpin-Adriatische  Platte  unterschoben  worden  sein 
muß,  so  daß  Sedimenttransport  aus  dem  Brianconnais  direkt 
bis  in  das  nördliche  Oberostalpin  hinein  möglich  wurde  (vgl. 
Tollmann  1976a,  Zacher  1966,  Oberhauser  1964). 


Wird  das  Liefergebiet  dagegen  in  südlicherer  Lage  ange- 
ordnet, etwa  zwischen  Penninikum  und  Ostalpin  im  Sinne 
des  ,,Rumunischen  Rückens"  von  Kockel  (1923),  dann  muß 
der  Südpenninische  Ozean  nicht  vor  der  Oberkreide  ge- 
schlossen worden  sein. 

Zu  diesem  Schluß  kommen  z.  B.  Oberhaoser  (1968,  1978) 
oder  Moller  (1973),  die  einen  Tauernzuschub  nicht  vor  dem 
Eozän,  bzw.  nicht  vor  Oberturon  annehmen  (vgl.  Clar 
1965). 

Aus  dem  Chromspinellgehalt  kretazischer  Sedimente  bis 
zum  Untercampan  auf  noch  nicht  abgeschlossenen  Tauernzu- 
schub schließen  zu  wollen,  wäre  wohl  ungerechtfertigt,  denn 
für  den  Umschlag  könnten  auch  andere  Gründe  verantwort- 


164 


OBEROSTALPIN 


Abb.  7.     Paläogeographisches  Schema  des  Grenzbereichs  Ostalpin/Pennmikum  im  Mittel-  und  Westteil 

der  Ostalpen  für  den  Zeitraum  Alb-Untercenoman.  Nach  Gaupp  1980,  paläogeographische  Gliederung  in 

Anlehnung  an  TrüMPV  1975,  Faupl  1978. 

1  =  Sedimentzulieferung  der  Losensteiner  Schichten  (Alb,  bis  Vraconien) 

Unteren  Branderfleckschichten  (ah  Vraconien,  Untercenoman) 


Sedimentzulieferung  der 


lieh  sein  (z.  B.  Subsidenz  entsprechender  Liefergebiete).  Ko- 
inzidiert  dieser  Umschiagzeitpunkt  aber  z.  B.  mit  Metamor- 
phoseereignissen im  Penninikum  (Kreuzer  et  al.  1980),  dann 
kommt  ihm  doch  größere  Bedeutung  zu. 

So  geht  Tollmann  (1977)  inzwischen  auch  von  einem  Ab- 
schluß der  Südpennin-Subduktion  erst  im  Campan  aus,  for- 
dert aber  dennoch  die  Herkunft  der  Quarzporphyrgeröll- 
schüttung  vom  ,,Ultrapienidischen  Rücken",  wobei  für  die 
allothigeneführenden  Sedimente  der  Mittelkreide  ein  Trans- 
port ,,über  das  bereits  trockenliegende,  tektonisch  noch  nicht 
verdeckte  Reststück  des  Pennins  in  die  Kalkalpenstirn  gegen 
Süden"  zu  denken  wäre  (1977).  Wenn  man  jedoch  davon  aus- 
geht, daß  die  Subduktion  des  Piemontais  erst  im  Alb/Ceno- 
man  begann  (Tollmann  1977),  dann  kann  unmöglich  im 
Oberalb  Abtragungsmaterial  des  Mittelpenninikum  durch 
den  Südpenninischen  Trog  bis  auf  die  ostalpine  ,, Oberplatte" 
gelangen. 

Man  kommt  ohne  diese  Hilfsannahme  zu  einer  einfacheren 
Erklärung,  wenn  man  das  Liefergebiet  allothigener  Kompo- 
nenten in  internerer  Lage  annimmt,  was  aufgrund  des 
Komponentenbestandes  naheliegend  ist.  Trotz  der  zweifellos 
vorhandenen  Ähnlichkeit  allothigener  Komponenten  in  der 
Oberkreide  der  Pieniden  (Birkenmajer  1960,  vgl.  auch  MiSik 
et  al.  1981)  mit  den  Gerollen  der  Losensteiner  Schichten, 
scheint  es  mir  zutreffender,  statt  eines  nirgendwo  nachweis- 
baren hypothetischen  ,, Rückens"  in  mittelpenninischer  Lage 
besser  ein  unterostalpines  Liefergebiet  (i.  w.  S.)  an- 
zunehmen, dessen  erforderlicher  Gesteinsbestand  in  den  vor- 
handenen Relikten  dieser  Einheit  zu  finden  ist. 

Diesem  unterostalpinen  Liefergebiet  entstammen  allothi- 
gene  Gerolle  ähnlicher  Spektren  im  Alb  (Losensteiner  Schich- 


ten), und  vermutlich  auch  im  Turon  (Obere  Branderfleck- 
schichten und  Flachwasser-Gosau)  der  Nördlichen  Kalkal- 
pen. Die  Schüttung  ,, exotischer"  Komponenten  (einschÜeß- 
lich  ophiolithischem  Detritus)  mag  in  der  Oberkreide  nach 
Überwindung  des  Ostteils  der  mittelpenninischen  Plattform 
durch  Subsidenz  abgebrochen  worden  sein,  was  zur  Umkeh- 
rung des  Paläogefälles  und  zum  Einsetzen  der  Flyschgosau- 
Sedimentation  geführt  haben  kann  (vgl.  Faupl  1978). 

Im  Unterostalpin  Graubündens  dauert  die  Sedimentation 
bis  in  die  tiefere  Oberkreide  fort  mit  pelagischen  Mergeln 
(couches  rouges),  die  von  einigen  100  m  Flysch  überlagert 
werden  (Trümpy  1975).  Aus  dem  Raum  der  Err-Bernina- 
Decken  kann  die  Schüttung  allothigener  Komponenten  nicht 
herzuleiten  sein.  Sieht  man  in  diesem  Zusammenhang,  daß 
Schubfetzen  in  der  Arosa-Zone,  die  zweifelsfreie  Losenstei- 
ner Schichten  mit  typischen  Konglomeraten  führen,  nach  SW 
über  das  Große  Walsertal  hinaus  nicht  mehr  auftreten  und 
daß  in  der  eigentlichen  Arosa-Zone  Graubündens  derartige 
Konglomerate  nicht  vorhanden  sind,  dann  läßt  sich  ein  Aus- 
klingen dieser  Konglomeratschüttungen  nach  W  denken  (vgl. 
Abb.  7).  Ein  unterostalpines  Liefergebiet,  das  sich  in  Malm- 
und Unterkreide  lokal  durch  Flachwassersedimentation  aus- 
zeichnete, ging  möglicherweise  nach  W  in  tiefermarine  Berei- 
che mit  Aptychenkalksedimentation  über.  Im  E  früher  ein- 
setzende tektonische  Bewegungen  führten  im  Alb  zur  Emer- 
sion  und  stellenweisen  Abtragung  bis  aufs  Grundgebirge. 

Über  die  hier  aufgezeigten  Ähnlichkeiten  im  geologischen 
Aufbau  des  Liefergebietes  allothigener  Gerolle  der  Mittel- 
kreide mit  dem  Gesteinsbestand  des  Unterostalpins,  kann 
und  soll  eine  präcenomane  Überwältigung  des  Südpennini- 
kums  nicht  widerlegt  werden.  Es  wird  aber  deutlich,  daß  sich 


165 


aus  dem  Geröllbestand  der  Alb-Konglomerate  kein  zwingen- 
der Beleg  für  einen  Anschluß  des  Ostalpin  an  das  Mittelpen- 
ninikum  während  des  Alb  ableiten  läßt. 

Viel  wahrscheinlicher  wird  dagegen  ein  Liefergebiet  in 
Form  einer  Festlandzone  am  Nordrand  der  ostalpinen  Groß- 
einheit, die  möglicherweise  durch  basale  Anschoppung  in- 
folge der  Subduktionstätigkeit  über  Erosionsniveau  gehoben 
wurde  und  die  sowohl  aus  kristallinem  Grundgebirge  mit 
permo-mesozoischer  Sedimentauflage  des  Unterostalpin  als 
auch  aus  (?)  obduziertem  ozeanischem  Krustenmaterial  be- 
stand. 

Faupl  (1978),  der  für  den  gesamten  südpenninischen  Be- 


reich der  Ostalpen  einen  Abschluß  der  Subduktion  nach  dem 
Cenoman  annimmt,  kommt  zu  einer  entsprechenden  Lage 
und  Definition  des  Liefergebietes,  das  er  in  Anlehnung  an 
KocKEL  (1923)  ,,Rumunischer  Rücken"  nennt. 

Bei  der  zu  beobachtenden  erstaunlichen  Ähnlichkeit  in  der 
Ausbildung  der  klastischen  Losensteiner  Schichten  und  ihrer 
Äquivalente,  von  Vorarlberg  im  Westen  bis  in  die  Karpaten 
im  Osten,  wird  man  mit  der  Vorstellung  eines  schmalen 
,, Rückens"  nicht  auskommen. 

Die  Ergebnisse  stützen  damit  auch  die  paläogeographi- 
schen  Vorstellungen  von  Müller  (1973),  Oberhauser  (1973), 
Frisch  (1976),  Dietrich  (1976)  und  Dietrich  &  Franz  (1976). 


6.  ZUSAMMENFASSUNG 


1 .  Für  eine  nördliche  Herkunft  des  Detritus  der  Losensteiner 
Schichten  konnten  weitere  sedimentologische  Hinweise 
gefunden  werden. 

2.  Nicht  nur  die  GeröUe  magmatischer  und  metamorpher 
Gesteine  in  den  Konglomeraten  sind  als  ,, exotisch"  (orts- 
fremd, nicht  der  Umgebung  des  Ablagerungsraumes  ent- 
stammend) anzusehen,  sondern  auch  ein  erheblicher  Teil 
der  Sedimentgesteinskomponenten. 

3.  Keinem  der  untersuchten  Gerolle  kommt  ein  eindeutiger 
paläogeographischer  Leitwert  zu.  Aus  der  Gesamtheit  des 
Geröllspektrums  der  Losensteiner  Schichten  läßt  sich  je- 


doch ein  Liefergebiet  rekonstruieren,  dessen  Gesteinsbe- 
stand zwanglos  mit  dem  der  unterostalpinen  Einheiten  der 
Ostalpen  und  des  West-Ostalpen-Grenzbereiches  ver- 
gleichbar ist. 

DANK 

Den  Herren  W.  FRISCH,  H.  Hagn,  E.  Ott  und  W.  Zacher  danke 
ich  herzlich  für  Anregungen,  Diskussionen,  für  Hilfe  bei  Bestim- 
mungsarbeiten und  dafür,  daß,  Sie  mir  Literatur  und  Vergleichsmate- 
rial zur  Verfügung  stellten. 


7.  LITERATURVERZEICHNIS 


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168 


TAFEL  I 

Kalkgerölle  aus  Konglomeraten  der  Losensteiner  Schichten 

Fig.  1.     Biopel-Lumpsparit   mit   zahlreichen   Anschnitten  der   Wirtel   von    Clypeina  jurassica    Favre 
(Malm-Flach  wasserkalk). 
Schliff  H5641 
Arosa-Zone,  Blasenka  Westhang,  1930  m  NN,  Großes  WalsertaL 

Fig.  2.     Protopeneropln  itriaui  Weynschenk  in  Intrabiopelsparit  mit  Tiibiphytes  sp.  und  Bryozoenre- 
sten.  Weiterhin  im  Schliff  Baanella  irregulam  RaDOICIC,  Mollusken-,  Korallen-  und  Echino- 
dermenschutt,  Kalkschwämme  und  Mihohden  (Malm-Flachwasserkalk). 
Schliff  H549 10 
Arosa-Zone,  Bärgunt  1800  m  NN,  Hinteres  Kleines  Walsertal. 

Fig.  3.  Biosparit  mit  AcroporelU  nidoiaa  PraTURLON,  Coptocampylodon  fontii  Patrulius,  Aaailaria 
sp.,  Milioliden,  Gastropoden-  und  Echinodermenfragmenten,  andernorts  im  Schliff  auch  Salpin- 
goporella  sp. 

(Unterkreide-Flach wasserkalk,  ,,Urgonfazies"). 
Schliff  H63729 
Cenoman-Randschuppe,  Häusellochbach  W  Unterjoch,  1300  m  NN. 

Fig.  4.  Biosparit  mit  Codiaceenresten,  crustosen  Corallinaceen,  Echinodermen-  und  Molluskenfragmen- 
ten und  Orbitolinen. 

(Unterkreide-Flach wasserkalk,  ,,Urgonfazies"). 
Schliff  H54936 
Arosa-Zone,  Bärgunt  1800  m  NN,  Hinteres  Kleines  Walsertal. 

Fig.  5.     Milioliden-Biopelmikrit  der  Unterkreide.  Der  Schliff  (H54937)  führt  an  anderer  Stelle  Palorhito- 
lina  sp.,  Sabaitdia  mmuta  HOFK.ER  und  Rheophax  sp. 
Arosa-Zone,  Bärgunt  1810  m  NN,  Hinteres  Kleines  Walsertal. 

Fig.  6.     Milioliden-Biopelmikrit  mit  Sabaiidia  mmuta  HOFKER. 
(Unterkreide-Flach  wasserkalk) 
Schliff  H549 12 
Arosa-Zone,  Bärgunt  1810  m  NN,  Hinteres  Kleines  Walsertal. 


170 


TAFEL  2 

Kalkgerölle  aus  Konglomeraten  der  Losensteiner  Schichten 

Fig.  1.     Intrabiosparit  mit  Orbitohnen,  Molluskenschalenbruchstücken,  Resten  von  Echinodermen  und 
Codiaceen,  Corallinaceen,  Textularien,  Miliohden  sowie  silizikJastischem  Detritus  (polykristalh- 
ner  Quarz  in  Bildmitte). 
(Höhere  Unterkreide) 

Schhff  H6387 

Cenoman-Randschuppe,  Weißenbach  W  Unterjoch,  1150  m  NN. 

Fig.  2.     Oosparitischer  Kalk  mit  Quarz  (a),  Serpentinit/Chlorit  (b)  und  Chromspinell  (c).  Die  Ooidrinden 
sind  verkieselt,  ein  Teil  der  silikatischen  Partikel  wird  durch  Karbonat  verdrängt. 
(Höhere  Unterkreide) 

Schliff  H63745 

Cenoman-Randschuppe,  Häuselloch- Alm  W  Unterjoch,  1300  m  NN. 

Fig.  3.     Intraoosparlt  mit  Quarz  (a),  Chlorit-Serpentinit-Aggregaten  (b)  und  Chromspinell  (c).  Die  kanti- 
gen siliziklastischen  Panikel  sind  Kerne  von  Ooiden  oder  Bestandteile  von  Lumps. 
(Höhere  Unterkreide) 
Schliff  H4747 
AUgäudecke,  E  Schrecksee,  1860  m  NN. 

Fig.  4.     Geröll  eines  orbitolinenführenden  Kalkarenits,  das  vor  der  Umlagerung  in  die  Konglomerate  der 
Losensteiner  Schichten  von  Organismen  angebohrt  wurde.  Das  entstandene  Bohrloch  ist  mit  sili- 
zikJastischem Detritus  (gut  gerundete  Quarzkörner  und  Basaltgeröllchen)  gefüllt. 
(Höhere  Unterkreide) 
Schliff  H521 7 
Cenoman-Randschuppe,  Riesenbach/Vilstal  W  Pfronten,  1245  m  NN. 


173 


Zitteliana 


10 


173-181 


München,  I.Juli  1983 


ISSN  0373  -  9627 


Senonian  to  Paleogene  palaeogeographic  and  tectonic 

development  of  the  Myjavskä  Pahorkatina  Upland 

(West  Carpathians,  Czechoslovakia) 


By 
JOSEPH  SALAJ  &  AUGUSTIN  BEGAN*) 

With  5  figures  in  the  text 


ABSTRACT 


The  Sediments  studied  formerly  designated  as  Gosau  Sedi- 
ments are  found  on  the  southern  side  of  the  KHppen  Belt  at  its 
western  border.  The  Senonian  Sediments  are  designated  as  the 
Brezovä  group  and  the  Paleogene  Sediments  as  the  Myjava 
group.  Wedistinguishhere:  the  Bradlo  (southern),  StaräTurä 
(transitional),  Surovin  (northem)  and  Rasov  developments. 
The  first  two,  on  the  contrary  to  other  developments,  have 
the  basal  Coniacian  -  Campanian  conglomerate  lithofacies  re- 
sting  transgressively  on  the  hörst  System  of  the  Brezovske 
hory  and  Cachticke  hory  mountains  Mesozoic.  The  last  two 
developments  about  which  we  conclude  that  there  was  no  in- 
terruption  in  Sedimentation  (in  the  Middle  Cretaceous),  are 
conformable  with  the  substratum  formed  by  the  Triassic  to 
Lower  Cretaceous. 


This  Mesozoic,  on  the  basis  of  pebble  analysis  of  Albian 
conglomerates,  on  the  contrary  to  the  opinion  of  MiSik  and 
Sykora  (1981),  we  consider  as  a  remnant  of  the  preserved 
hörst  of  the  Klape  Sedimentation  zone,  emerged  and  prevai- 
lingly  eroded  away  to  its  crystailine  substratum  in  the  Albian 
to  Turonian. 

Before  the  preserved  part  of  the  mentioned  hörst  was  floo- 
ded  by  the  Senonian  sea,  freshwater  schizophyte  limestones 
(HanACek  1956)  and  brackish  coal  seams  (Dropa,  verbal 
communication)  deposited  on  it.  Later,  during  the  Laramide 
phase  of  folding  it  was  squeezed  out  diapirically  from  the  sub- 
stratum, on  the  contrary  to  the  opinions  of  other  authors, 
who  consider  its  Mesozoic  as  a  Gemeride  nappe  thrust  the 
south  during  the  Subhercynian  folding. 


KURZFASSUNG 


Am  westlichen  Ende  der  Westkarpaten  auf  der  Südseite  der 
Klippen-Zone  treten  Oberkreide- Ablagerungen  auf,  die  man 
früher  als  Gosau  bezeichnete.  Sie  werden  als  Brezova-Gruppe 
zusammengefaßt,  ihre  palaeogene  Fortsetzung  als  Myjava 
Gruppe. 

Es  lassen  sich  vier  unterschiedliche  Einheiten  unterschei- 
den: Bradlo  im  Süden,  Starä  Turä  als  Übergangsfazies,  Suro- 
vin weiter  nördlich  und  die  Rasov-Einheit  im  Norden.  In  den 
Bradlo-  und  Starä  Turä-Einheiten  setzte  die  Sedimentation  im 
Gegensatz  zu  den  übrigen  Abfolgen  erst  in  der  Oberkreide 
ein.  Basale  Konglomerate  des  Coniac  bis  Campan  transgre- 
dieren  über  turone  Süßwasser-Algenkalke  und  brackische 
Kohle-Flöze,  die  ihrerseits  dem  horstartig  herausgehobenen 
Mesozoikum  der  Brezovske  hory  und  Cachticke  hory  Berge 


auflagen.  In  den  beiden  nördlichen  Abfolgen  liegt  dagegen 
unserer  Meinung  nach  eine  seit  der  Trias  kontinuierliche  Se- 
dimentation vor,  die  sich  ohne  mittelkretazische  Unterbre- 
chung bis  in  die  Oberkreide  fortsetzt.  Aufgrund  von  Ge- 
röll-Analysen der  Alb-Konglomerate  sehen  wir  im  Gegensatz 
zu  MiSiK  &  Sykora  (1981)  im  Mesozoikum  der  beiden  ersten 
Einheiten  einen  Rest  der  Sedimentation  in  der  Klape-Zone, 
die  in  der  Zeit  vom  Alb  bis  in  das  Turon  stärker  herausgeho- 
ben, und  im  Osten  bis  auf  die  kristalline  Unterlage  erodiert 
wurde,  und  nicht  Reste  der  Gemer-Decke.  Während  der  la- 
ramischen Faltungsphase  wurde  die  mesozoische  Abfolge 
von  ihrer  Unterlage  diapirisch  abgequetscht,  und  nicht  als 
Gemer-Decke  bereits  während  der  subherzynen  Phase  nach 
Süden  abgeschert. 


*)  J.  Salaj  and  A.  Began,  Dionyz  Stür  Institute  of  Geology, 
Mlynskä  doiina  1,  81704  Bratislava,  Czechoslovakia. 


174 


INTRODUCTION 


At  the  southwestern  termination  of  the  West  Carpathians 
in  Slovakia,  between  the  mountains  of  Little  Carpathians  in 
the  south  -  Unit  of  the  Central  Carpathians  -  and  the  Klippen 
Belt  in  the  north,  Upper  Cretaceous  and  Paleogene  Sediments 


are  lying,  which  for  their  position  and  lithofacial  similarity 
were  considered  as  equivalent  of  the  Gosau  development  in 
the  Alps  (Stur  1860,  Andrusov  1959,  Salaj  1960). 


LITHOFACIAL  AND  STRATIGRAPHIC  CHARACTERIZATION 


It  has  been  proved  by  detailed  studies  (Salaj  &  Began  1963) 
that  there  are  lithofacial  and  stratigraphical  differences,  which 
permitted  to  distinguish  these  Sediments  of  the  Myjavskä  pa- 
horkatina  Upland  as  a  partieular  development. 

On  the  basis  of  lithofacial  and  stratigraphical  differences  as 
well  as  of  palaeogeographical  interpretations  we  divided  the 
Upper  Cretaceous  and  Paleogene  Sediments  into  4  develop- 
ments;  from  south  to  north  they  are:  1.  Bradlo  development 
(southern),  2.  Starä  Turä  development  (transitional),  3.  Suro- 
vin  development  (northern),  4.  Rasov  development  (nor- 
thernmost). 

1.  The  Bradlo  development  is  characteristic  in  basal 
Sediments  transgreding  on  the  hörst  System  of  the  Brezovske 
Karpaty  and  Cachticke  Karpaty  mountains  Mesozoic 
(Fig.  1).  Before  transgression,  however,  on  this  hörst,  which 
was  part  of  the  Klape  ridge,  freshwater  schizophyte  limesto- 
nes  (HanACek  1956)  and  brackish  coal  seams  deposited  (Dro- 
PA,  verbal  communication).  On  the  contrary  to  present  Inter- 
pretation we  do  no  consider  the  underlying  Mesozoic  as  part 
of  the  Gemeride  nappe  but  we  suppose  that  it  was  partially 
diapirically  squeezed  out  from  the  substratum  of  the  Klape 
Sedimentation  area  to  the  surface  in  the  time  of  the  pre  -  Seno- 
nian  folding. 

The  Senonian  transgression  begins  with  the  Valchov  con- 
glomerates  (Samuel,  Salaj  &  Began  1980),  which  are  ac- 
companied  by  carbonate  sandstones  and  clastic  limestones. 
With  advancing  transgression  the  age  of  this  formation  is  Co- 
niacian  to  Campanian.  The  Upper  Coniacian  is  represented 
by  the  Stvernik  marls.  The  overlying  formation  of  Hurbanova 
dolina  is  of  flysch  character  and  Santonian  age.  The  Lower 
Campanian,  variegated,  predominantly  red  marls,  make  up 
the  Kosariskä  formation;  the  Middle  and  Upper  Campanian 
represents  the  Podbradlo  formation  -  flysch  with  prevalance 
of  marls  and  layers  of  microconglomerates.  The  Upper 
Campanian  to  Lower  Maastrichtian  are  formed  by  organo- 
detrital  and  organogenic  limestone,  socalled  orbitoids  lime- 
stones of  Siroke  bradlo;  the  facies  of  blue  marls  with  inoce- 
rams  -  Mosnäcov  marls  -  is  Lower  Maastrichtian;  the  Podli- 
povec  flysch  is  represented  by  Upper  Maastrichtian  marls, 
marlstones,  sandstones  and  fine-grained  conglomerates.  The 
stratigraphical  hiatus  between  the  Cretaceous  and  Paleogene, 


characteristic  of  this  development,  corresponds  to  the  Danian 
and  Montian.  Upper  Paleocene  to  Lower  Eocene  is  the  Kra- 
variky  formation,  which  is  of  transgressive  character  and  re- 
presented by  conglomerates,  sandstones  and  reef  blocks.  It  is 
resting  conformably  on  its  underlier.  The  development  is 
terminated  with  the  Priepastne  formation  -  Upper  Paleocene 
to  Lower  Eocene  -  flysch  alternation  of  calcareous  sandsto- 
nes, claystones  and  variegated  marls. 

2.  The  StaraTura  development  is  represented  at  sur- 
face only  by  the  youngest-Lubina  formation,  formed  by  de- 
trital  and  organic  limestones,  conglomerates,  sandstones  and 
marlstones  of  stratigraphical  ränge  Middle  Paleocene  to  Lo- 
wer Eocene.  This  formation  was  encountered  by  a  deep  bore- 
hole  (LU-1)  (LeSko  et  al.  1978).  In  its  underlier  the  Middle 
Cretaceous  was  drilled,  which  we  suppose  to  be  part  of  the 
Klape  ridge  and  so  also  of  the  substratum  of  Upper  Cretace- 
ous and  Paleogene  Sediments  of  the  Myjavskä  pahorkatina 
Upland. 

3.  The  development  of  Surovin  is,  similarly  as  the 
Starä  Turä  development,  incomplete  and  at  surface  we  know 
the  youngest  Sediments  only. 

The  Polianka  formation  of  Upper  Campanian  to  Danian 
age  is  formed  by  marls  and  marlstones  with  layers  of  calcare- 
ous sandstones.  It  is  overlain  by  algal-coral  limestones  alloda- 
pic  in  its  lower  part,  conglomerates  and  marls  of  Middle  -  Pa- 
leocene to  Lower  Eocene  age,  designated  as  Dedkov  vrch 
formation.  The  Middle  and  Upper  Eocene  is  represented  by 
sandstones,  shales  and  red  claystones  of  the  Jablonka  forma- 
tion. This  development  is  terminated  with  shales  of  menilite 
type,  belonging  to  the  uppermost  Eocene. 

4.  The  Rasov  development.  As  a  marginal  type  of  Se- 
dimentation at  the  northern  margin  of  the  Klape  Sedimenta- 
tion Zone  we  distinguished  the  Rasov  development,  which 
occurs  at  the  tectonic  contact  with  the  Klippen  Belt  and  was 
considered  as  part  of  the  "kuppen  mantle"  (Andrusov  1959). 
It  is  a  formation  of  sandstones,  conglomerates,  marls  and  or- 
ganogenic limestones  of  Santonian  -  Campanian  age. 

For  comparison  we  mention  the  bed  sequence  of  the  Gosau 
Cretaceous  and  Paleogene  as  we  compared  it  near  Gosau  in 
the  Lastern  Alps. 


175 


COMPARISON  OF  THE  GOSAU  DEVELOPMENT  OF  THE  NORTHERN 

CALCAREOUS  ALPS  AND  OF  THE  BREZOVÄ  GROUP 

IN  THE  WEST  CARPATHIANS 


In  the  last  time  we  had  the  possibiliry  to  see  some  type  loca- 
lities  of  the  Gosau  of  the  Northern  Calcareous  Alps  near  Go- 
sau  (Tollmann  1976;  Plöchinger,  in  Oberhauser  et  al. 
1980),  accompanied  by  geologists  studying  this  problem 
mainly  from  a  stratigraphical  Standpoint  (Kollmann  and 
Summesberger). 

The  bed  sequence  of  this  Upper  Cretaceous  in  Gosau  is  as 
follows: 

1 .  Basal  Lower  Coniacian  conglomerates  -  Kreuzgraben- 
schichten of  variable  thickness,  maximum  200  m.  The  mate- 
rial  is  local.  This  member  is  coincident  with  basal  transgres- 
sive  lithofacies  of  the  Brezova  group. 

2.  The  Streiteckschichten  beds  are  represented  by  sandy  li- 
mestones,  calcareous  sandstones  with  corals,  bivalves  and 
gastropod  Aaaeonella  laevis,  with  layers  of  conglomerates  of 
similar  type  as  the  basal  conglomerates.  The  whole  sequence 
is  100-150  m  thick.  It  is  interpreted  as  Coniacian  in  age  (Plö- 
chinger in  Oberhauser  et  al.  1980).  We  compare  this  forma- 
tion  with  higher  Coniacian  sandy  limestones  with  Actaeo- 
nella  gigantea  and  recrystallized  echinoids. 

3.  The  Grabenbachschichten  beds  belong  to  the  Upper  Co- 
niacian also  at  the  locality  Gosau,  as  mentioned  by  Plöchin- 
ger (in  Oberhauser  et  al.  1980).  They  are  slightly  sandy  dark 
marls,  150-250  m  thick.  We  compare  them  with  the  Upper 
Coniacian  Stverm'k  marls.  On  the  basis  of  new  knowledge 
(Kollmann  &  Summesberger,  verbal  communication)  at  least 
a  part  of  these  marls  must  belong  to  the  Lower  Santonian,  as 
proved  by  finds  of  Inoceramus  unduloplicatus  and  Texanites 
sp. 

4.  The  overlying  Hochmoosschichten  beds  are  already  San- 
tonian. They  build  up  a  300  m  thick  formation  of  solid  marls 
with  intercalations  of  sandy  marlstones  to  marly  sandstones 
with  isolated  layers  (2-3)  of  conglomerates  with  exotic  mate- 
rial  and  several  layers  of  hippurite  limestones,  which  are  pre- 
dominating  mainly  in  in  uppermost  layers  of  the  formation. 
This  formation  is  terminated  with  a  distinct  sandstone  bank. 
Besides  hippurites  Actaeonella  laevis,  Parapuzosia  conicus, 
Placentkeras  sp.  and  Muniericeras  sp.  are  found  here.  In  the 
sense  of  Kollmann  &  Summesberger  (verbal  communication) 
this  formation  belongs  to  the  Upper  Santonian. 

Although  there  is  some  analogy  with  the  Santonian  flysch 
sequence  of  the  Brezovske  hory  Mts.,  the  differences  are 
mainly:  a)  stratigraphically  -  the  Brezovske  hory  Mts.  flysch 
corresponds  to  the  whole  Santonian,  in  Gosau  it  represents 
the  Middle  to  Upper  Santonian  only;  b)  the  whole  Santonian 
of  the  Brezovä  group  is  of  flysch  character;  hippurite  limesto- 


nes with  a  fauna  like  in  Gosau  are  missing  at  all.  An  analogy 
with  the  Brezovä  group  Santonian  is  the  presence  of  exotic 
conglomerates  and  thin,  2  mm-1  cm  thick  layers  of  coal. 

5.  Randoschichten  beds  -  Lower  Campanian  marls  with 
Globotruncana  elevata.  Although  a  different  formation,  we 
put  it  into  relation  with  variegated  marls  of  the  Kosariskä 
formation. 

6.  Ressenschichten  beds  -  marls  with  layers  of  sandy  marls, 
with  sporadical  layers  of  microconglomerates,  thickness 
200-300  m.  The  formation  contains  Inoceramus  mülleri; 
from  the  microbiostratigraphical  viewpoint  it  is  still  the  Glo- 
botruncana elevata  Zone  -  Middle  Campanian. 

7.  Higher  up  there  are  the  Glaselbachschichten  -  a  fly- 
schoid  formation  with  fine-grained  conglomerates  (thickness 
about  300  m).  In  the  Myjavskä  pahorkatina  Upland  we  put 
both  these  formations  into  relation  with  the  Middle  Camp- 
anian flyschoid  formation  of  the  Podbradlo  formation. 

8.  Overlying  are  the  Nierentaler  Schichten  beds  of  Upper 
Campanian  to  Lower  Maastrichtian  age,  400  m  thick.  This 
formation  of  variegated  marls  could  be  equivalent  in  age,  but 
quite  different  in  lithology,  with  the  Upper  Campanian  to 
Lower  Maastrichtian  orbitoid  limestones  and  Inoceramus 
marls. 

9.  The  youngest  Cretaceous  -  Paleogene  formation  is  re- 
presented by  the  Upper  Maastrichtian  -  Eocene  Zwieselalm- 
schichten beds,  which  are  transgressive.  In  the  lower  part 
there  are  exotic  conglomerates  (30-50  m)  of  Maastrichtian 
age.  This  formation  can  be  partly  correlated  with  the  flysch 
sequence  of  the  Podlipovec  formation  with  orbitoid  conglo- 
merate  limestones  and  exotic  conglomerates  in  the  lower  part. 
The  Paleogene  part  of  the  Zwieselalmschichten  beds,  not  stu- 
died  nearer  in  the  area  of  Gosau,  is  represented  by  a  flysch  se- 
quence with  layers  of  conglomerates  with  variegated  marls  in 
the  Upper  Paleocene  and  foraminifer-rich  marls  with  layers  of 
sandstones  in  the  Eocene.  Interesting  is  the  presence  of 
pebbles  of  reef  algal-coral  limestones  probably  of  Upper  Pa- 
leocene to  Lower  Eocene  age.  In  our  opinion,  however,  the 
Zwieselalmschichten  beds  can  mainly  be  correlated  with  the 
Kravariky  formation  and  Priepastne  formation. 

It  is  evident  that  in  the  Myjavskä  pahorkatina  Upland  Cre- 
taceous and  Paleogene  Sediments  are  largely  different  from 
those  of  the  Gosau  development  of  the  Northern  Calcareous 
Alps.  In  the  Gosau  of  the  West  Carpathians  only  Sediments 
with  marls  and  hippurite  limestones  (besides  conglomerates) 
should  be  included.  They  are  residual  Sediments  preserved  in 
the  Southern  parts  of  the  West  Carpathians  only. 


176 


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177 


PALAEOTECTONIC  DEVELOPMENT  OF  THE  AREA 


In  the  substratum  of  the  Upper  Cretaceous  and  Paleogene 
Sediments  of  the  Myjavskä  pahorkatina  Upland  the  Mesozoic 
of  the  Brezovä  Carpathians  and  Cachtice  Carpathians  and  the 
Mesozoic  of  the  White  Carpathians  occur  (Fig.  1).  The  Me- 
sozoic of  the  former  two  areas  has  so  far  been  interpreted  as 
part  of  a  higher  Subtatric  nappes.  The  Mesozoic  of  the  Cach- 
tice Carpathians  is  represented  by  the  Nedzov  nappe  ( Andru- 
sov  1936),  while  the  Mesozoic  of  the  Brezovä  Carpathians 
and  White  Carpathians  is  formed  by  the  Jablonica  nappe 
(Mahel'  et  al.  1962). 

On  the  basis  of  analysis  of  pebbles  (MiSiK,  Mock  Sc  Sykora 
1977;  MiSiK  &  Sykora  1981;  Salaj  &  Began  in  Salaj  1982)  we 


conclude  that  the  Mesozoic  of  both  mountains  represents  the 
preserved  remnant  of  the  Ultrapieninic  ridge,  which  we  con- 
sider  as  part  of  the  Klape  ridge  (Fig.  2). 

Toward  the  east  this  ridge  was  eroded  and  supphed  material 
for  Cretaceous  interformational  conglomerates  of  the  Upoh- 
lava  type,  which  form  various  stratigraphical  horizons  in  the 
Klape  Group  from  the  Albian  to  the  Maastrichtian.  They 
point  to  a  vertical  intensity  of  the  tectonic  processes,  hnked 
with  an  extensive  hörst  System  of  this  ridge  in  its  eastern  part. 
In  the  area  of  the  Myjavskä  pahorkatina  Upland  these  proces- 
ses terminated  in  the  Cenomanian  before  the  Coniacian 
freshwater  Turonian  coal  seams  (Dropa,  verbal  communica- 


Fig.  1.     Geological  profiles  I  and  II. 

1  =  Neogene  -  Eggenburgian  (=  Burdigalian);  basal  conglomerates,  sandstones  and  shales; 

2  =  Eocene;  Zlin  beds  of  the  Magura  Paleogene; 

3  =   Middle  to  Upper  Eocene;  flysch,  at  the  base  with  variegated  claystones  (Surovin  development); 

4  =  Middle  to  Upper  Paleocene;  allodapic  limestones  with  Discocyclina  seunesi; 

5  =  Upper  Paleocene  to  Lower  Eocene;  reef-algal-coral  limestones,  withlayersof  marls  with  Discocyclina 

seunesi; 

6  =  Lower  to  Middle  Eocene;  flysch  sequence  with  olistoliths  of  reef  limestones  (Surovin  development); 

7  =  Upper  Paleocene  to  Lower  Eocene;  polymict  conglomerates  with  exotic  material,  sandstones  sandy 

shales  with  olistoliths  of  reef  and  orbitoid  limestones  (Bradio  and  Starä  Tura  developments); 

8  =  Upper  Campanian  to  Danian;  greyish-green  marls  (Surovin  development); 

9  =  Upper  Maastrichtian;  fine-  to  medium-grained  carbonate  conglomerates,  sandstones,  marls  with 

Abathomphalus  mayaroensis; 

10  =  Lower  Maastrichtian;  marls  with  inocerams; 

11  =  Campanian  to  Maastrichtian;  conglomerates,  organogenic  hippurite  and  orbitoid  limestones,  sand- 

stones and  marls; 

12  =   Upper  Campanian  to  Lower  Maastrichtian;  orbitoid  limestones,  fine-grained  conglomerates  (sou- 

thern  development); 

13  =  Upper  Campanian;  flyschoid  sequence  -  marlstones,  marls  and  calcareous  sandstones; 

14  =  Lower  Campanian;  variegated  marls  with  Globotruncana  arca; 

15  =  Santonian;  flyschoid  sequence  -  sandstones,  marls; 

16  =  Coniacian  to  Santonian;  flysch  sequence  -sandstones,  marls; 

17  =  Upper  Coniacian;  grey  marls; 

18  =  Middle  to  Upper  Coniacian;  sandy  limestones  and  fine-grained  conglomerates; 

19  =  Coniacian,  Santonian,  Campanian;  basal  conglomerates; 

20  =  ?  Turonian  to  Lower  Coniacian;  schizophyte  brackish  to  Continental  limestones; 

21  =  Albian,  in  places  Cenomanian  to  Turonian;  marls,  sandstones  and  conglomerates; 

22  =  Barremian  to  Lower  Cenomanian;  greyish-green  spotted  marls; 

23  =  Tithonian  to  Aptian;  grey  spotted  limestones,  in  the  Upper  Aptian  dark  organociastic  limestones; 

24  =  Tithonian  to  Hauterivian;  grey  spotted  cherty  and  calpionel  hmestones; 

25  =  Upper  Malm;  grey  and  pinkish  massive  muddy  limestones  with  cherts; 

26  =  Oxfordian  to  Kimmeridgian;  red  nodular,  cheny  to  radiolarite  limestones,  in  places  the  Kimmerid- 

gian  -  Tithonian  in  reef  development  (Plassen  limestone)  or  in  facies  of  marly  hmestones  will  allodapic 
limestones  (Barmstein  limestone)  with  Clypeina  jurassica  (Favre)  and  with  Pseudocyclammma  lituus 
(Yokoyama); 

27  =  Callovian  to  Kimmeridgian;  radiolarites  and  nodular  limestones; 

28  =  Liassic;  Gresten  beds,  spotted  marly  limestones  with  cherts  and  layers  of  grey  crinoidal  cherty  lime- 

stones; 

29  =  Liassic  to  Lower  Dogger;  sandy  limestones,  rarely  spotted  marls,  redish  Adneth,  grey  and  red  crino- 

idal limestones; 

30  =  Rhaetian;  Dachstein  and  lumachelle  limestones  with  Triasina  hantkeni; 

31  =  Rhaetian;  dark-grey  sandy  limestones  and  lumachelle  limestones  with  Triasina  hantkeni; 

32  =  Norian;  variegated  clayey  shales,  intercalations  of  dolomites  and  quartzites  -  Carpathian  Keuper; 

33  =  Carnian  to  Norian;  Hauptdolomit; 

34  =  Carnian;  Opponitz  limestones; 

35  =  Julian;  Lunz  beds  with  Duostomina  alta; 

36  =  Ladinian  to  Cordevolian;  dolomites; 

37  =  Ladinian;  Wetterstein  limestones  with  Diplopora  annulata; 

38  =  Upper  Anisian  (Illyrian)  to  Ladinian;  Reifling  limestones; 

39  =  Illyrian;  Schreyeralm  limestones  with  Pilammina  densa  PanTIC; 

40  =  Pelsonian  to  Illyrian;  Steinalm  limestones  with  Meandrospira  dinarica  Kochansky-Devid£  &  Pan- 

TlC; 

41  =  Anisian;  Gutenstein  limestones  with  Meandrospira  insolita  (Ho). 


178 


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KLAPE     PLATFORM 


MANIN     SEDIMENTATION 
ZONE 

STRAZOV 

SEDIMENTATION 

ZONE 


E RODET     PART    OF   THE 
KLAPE     RIDGE 


Fig.  2.     Sedimentation  zones  of  NW  Slovakei  (West  Carpathians) 


tion)  and  schizophytic  freshwater  limestones  (HanACek  1956) 
were  deposited.  To  the  west  in  direction  to  the  Northern  Cal- 
careous  Alps  we  put  the  Mesozoic  of  the  Cachtice  Carpa- 
thians,  Brezovä  Carpathians  and  White  Carpathians  in  con- 
nection  with  the  ötscher  (=  Cachtice  Carpathians)  and  Lunz 
facies  of  the  Northern  Calcareous  Alps.  These  considerations 
are  based  on  the  results  of  Oberhauser  et  al.  (1980),  Toll^ 
MANN  (1972,  1976)  and  Wesselv  (1974).  In  both  regions,  the 
Western  Carpathians  and  Northern  Calcareous  Alps,  both 
these  tectonic  units  have  an  equal  bed  sequence  and  their  lin- 
king  is  mainly  stressed  by  the  presence  of  the  Dachstein  Lime- 
stones as  well  as  locally  of  the  facies  of  Kimmeridgian  -  Ti- 
thonian  allodapic  limestones  =  Barmsteinkalke  of  the  Cach- 
tice Carpathians  with  Clypeinajuraisica  (Favre)  and  Pseudo- 
cyclammnhi  lituus  (Yoküyama).  These  limestones  with  the 
mentioned  microorganisms  have  been  found  at  several  locali- 
ties  (Mi5jK  &  Svkora  1982).  In  the  last  time  the  reef  facies 
(=  Plassen  limestones  with  the  same  fossils)  was  found  in  the 
Brezovä  Carpathians  (Mei.lo  in  Began  et  al.  1982).  The  exi- 
stence  of  these  organo-detrital  limestones  in  Cachtice  Carpa- 
thians was  pointed  out  first  by  KullmanovA  (1964). 

As  already  mentioned  the  Klape  ridge  (=  Ultrapieninic 
ridge  -  Mahel  1980)  was  essentially  eroded  to  the  east  and 
northeast.  The  study  of  bed  sequences  of  the  individual  series 
as  well  as  the  analysis  of  the  pebbles  of  Albian  conglomerates 
of  the  Klape  Croups  in  this  area  permit  us  to  divide  the  Klape 
Sedimentation  area  as  follows:  north  of  the  Klape  ridge  we 
place  Sediments  of  the  Drietoma  development  with  the  pre- 
sence of  the  Carpathian  Keuper,  Kössen  beds,  incomplete 
Gresten  facies  and  spotted  limestones  and  marls,  crinoidal 
and  cherty  limestones,  dark  quartzy  shales,  radiolarites,  no- 
dular and  calpionel  limestones,  marly  spotted  cheny  limesto- 
nes and  Aptian- Albian  dark  marls  (=  Tannheimer  Schichten 
of  the  Northern  Calcareous  Alps).  Important  is  the  presence 
of  flysch  with  sandy  limestones  with  orbitolines  and  conglo- 
merates with  exotic  materiäl  (=  Losensteiner  Schichten).  In 
the  Northern  Calcareous  Alps  the  Frankenfels  facies  would 
correspond  to  the  Drietoma  development. 

Into  this  part  of  the  Sedimentation  area  we  place  the  Seno- 
nian  Sediments  (variegated  marls,  flysch  with  exotic  materiäl, 
variegated  clays  and  marls  in  the  Paleocene  and  Eocene 
flysch).  This  facies  association  can  be  related  with  Sediments 


of  the  Gieshübel  depression  the  Northern  Calcareous  Alps. 
We  introduce  for  this  development  of  the  Senonian  and  Pa- 
leogene,  according  to  the  type  locality  Kvasov,  the  name  Kva- 
sov  development. 

In  the  area  of  the  Myjavskä  pahorkatina  Upland  this  deve- 
lopment does  not  occur  at  surface.  We  suppose,  however, 
that  it  remained  underlying  the  older  members  of  the  Drie- 
toma development. 

South  of  the  Klape  ridge  we  place  the  Klape  development 
sensu  stricto  (Jurassic  and  Lower  Cretaceous  near  the  Klape 
kLippe,  Albian  -  Coniacian  flysch  with  exotic  conglomerates, 
spherosiderite  beds,  Upohlava  conglomerates,  Orlove  beds). 

The  Upper  Cretaceous  Sediments  deposited  south  of  the 
Klape  ridge,  wecompare  in  the  area  ofPovazskäBystrica  with 
Sediments  of  the  Myjavskä  pahorkatina  Upland  in  spite  of 
some  differences. 

We  place  the  Sedimentation  area  of  the  Strezenice,  Manin 
and  Kostelec  developments  south  of  the  Sedimentation  area  of 
the  Klape  development  (Fig.  2). 

The  Kostelec  development  and  Rohatä  skala  development 
(northern  margin  of  the  Sträzov  Sedimentation  area)  are  of  the 
character  of  a  Sedimentation  on  an  elevated  substratum  (sea- 
mount  chain),  which  is  accompanied  by  stratigraphic  hiati 
and  Condensed  Sedimentation  in  the  Jurassic. 

For  completeness  of  the  stratigraphical  concept  is  should  be 
mentioned  that  the  new  Strazov  Sedimentation  area  (Salaj 
1982)  was  defined,  in  which  we  suppose  that  the  units  thru- 
sted  later  from  the  south  have  been  formed  here.  The  mecha- 
nism  of  formation  of  the  present-day  tectonic  structures  (Sa- 
laj 1982)  of  this  area  is  presented  in  Fig.  3.  As  a  consequence 
of  such  an  interpretation  of  the  tectonic  structure  of  the  area 
the  question  of  correlation  of  West  Carpathian  and  Northern 
Calcareous  Alpine  units  requires  a  new  approach. 

For  completing  it  is  necessary  to  remark  that  Mahel'  ( 1 980) 
defined  the  Sediments  of  the  Klape  development,  exotic  ridge 
and  Upper  Cretaceous  Sediments  of  the  Manin  development 
as  the  Periklippen  Zone,  later  Mahel'  (1981)  called  them  the 
Vähicum.  Salaj  (1982)  assigned  the  uneroded  pan  of  the 
Klape  ridge,  i.  e.  the  Mesozoic  of  the  Brezovä  Carpathians 
and  Cachtice  Carpathians  to  the  Vähicum  too. 


179 

GEOLOGiCAL    PROFILES    THROUGH  THE    MESOZOIC    OF  THE   STRÄZ0V5KE   VRCHY    Mts    IN  RELATION    TO   DEEP   STRUCTURE      lAfi^r  j  Soioj  i98i) 

NW  III      PROFILE    THROUGH    THE   BELA,    ZUECHOV    AND    RQHATA     SKALA    (CHOC)     GROUPS   |:STRÄZOV    SEDIMENTATION    AREA  | 

ICompiled  by    J    Solaj    &   J   Honäcet«  ) 


Belo  Sea-MounI  Choin  - 


IV      PROFILE    THROUGH    THE    ROHATA    SKALA     KOSTELEC     AND     MANIN     GROUPS 
(  Compiled    by   J   Soloj ) 


1  Rohatö  skolo   group 
I    „ Choc  noppe  " 


O       D 
3|     ^gP[|l 


Compiled     on    Ihe    bos.s    of    orchivol     geologicol     maps  125  000    of    Zl.echo.     I H  Hoher  S    J  HonäJek     1971,    J  Honotek     19751    and    Beluia     IJ  Soloj    S    M  Rokus    19631 


Fig.  3.     Geological  profiles  III  and  IV. 

1  =  Eggenburgian;  basal  conglomerates,  sandstones  and  shales; 

2  =  Lower  Eocene;  basal  conglomerates  and  conglomerate  limestones  with  Alveolina  oblonga; 

3  =  Middle  to  Upper  Paleocene;  bauxites; 

4  =  Upper  Cenomanian;  fine-rhytmical  flyschoid  sequence  of  the  Praznov  beds  with  Rotalipora  cushma- 

ni; 

5  =  Middle  Cenomanian;  coarse  rhytmical  flyschoid  sequence  of  the  Belusske  Slatiny  beds  with  Rotali- 

pora niontialvensis  -  sandstones,  sandy  shales  and  fine-grained  exotic  conglomerates; 

6  =  Middle  Albian  to  Lower  Cenomanian;  marls  with  planktonic  foraminifers; 

7  =  Upper  Albian;  flyschoid  sequence  -  sandstones,  marls  and  sandy  marls; 

8  =  Middle  Albian;  ultrabasic  rocks; 

9  =  Aptian  to  Middle  Albian;  dark  organo-detrital  orbitoline  limestones,  grey  limestones,  marls  and  glau- 

conite  limestones; 

10  =  Aptian  to  Middle  Albian;  dark  organo-detrital  orbitoline  limestones,  layers  of  grey  Urgonian  type  li- 

mestones, glauconite  limestones  and  marls; 

1 1  =  Barremian  to  Lower  Albian;  organogenic  and  organo-detrital  orbitoline  and  hippurite  massive  lime- 

stones (Urgonian  facies); 

12  =  Tithonian  to  Neocomian;  grey  banked  calpionel  limestones  (in  the  Manin  Group  with  layers  of  chert) 

and  marls; 

13  =  Upper  Oxfordian  to  Kimmeridgian;  light-grey,  brownish  and  pinkish  platy  limestones; 

14  =  Callovian  to  Lower  Oxfordian;  cherty  limestones,  nodular  limestones,  in  the  Zliechov  Group  radiola- 

rites; 

15  =  Liassic  to  Lower  Doggerian;  spongolite  limestones,  sandy  Ught-pinkish,  redcrinoidal  limestones,  lo- 

cally  in  the  Zliechov  Group  spotted  limestones  and  marls; 

16  =  Rhaetian;  dark-grey  sandy  limestones  and  lumachelle  limestones  with  Triasina  hantkeni; 

17  =  Upper  Carnian  to  Norian;  Hauptdolomit  with  layers  of  Keuper  shales; 

18  =  Norian;  Carpathians  Keuper  rocks; 

19  =  Carnian;  dolomites; 

20  =  Carnian;  Opponitz  limestones; 

21  =  Julian;  Lunz  beds; 

22  =  Ladinian  to  Lower  Carnian;  Wetterstein  dolomites; 

23  =  Ladinian;  Wetterstein  limestones  with  Teutloporella  herculea; 

24  =  Illyrian;  reddish  Schreyeralm  crinoidal  and  grey  dark  cherty  Reifling  limestones  with  Pilammina  den- 

sa; 

25  =  Anisian;  dark  Gutenstein  and  Steinalm  limestones  with  Meandrospira  dmarica; 

26  =  Scythian;  a  -  shales,  b  -  basal  quartzites  and  conglomerates; 

27  =  Pre-Mesozoic  basement;  Crystalline  rocks. 


180 


CONCLUSIONS 


The  main  contribution  of  this  study  is  a  different  Interpre- 
tation of  the  Sedimentation  zones  (Fig.  2.)  of  the  tectonic 
Units  of  the  Brezovä  Carpathians  and  Cachtice  Carpathians. 
We  substantiate  that  these  units  are  not  derived  from  the  Ge- 
mer  area  but  are  part  of  the  Klape  Zone. 

The  presented  palaeogeographical  considerations  require  a 
consideration  of  the  individual  phases  of  folding  with  empha- 
sis  of  the  Klape  Zone. 

The  first  tectonic  effects  which  can  be  analysed  in  this  zone, 
were  in  the  Triassic.  In  the  Carnian  a  certain  part  of  the  Klape 
Zone  was  uplifted.  In  the  Brezovä  Carpathians  and  Cachtice 
Carpathians  limestones  were  deposited  in  the  southern  part. 
On  the  other  band  in  the  sunken  part  of  the  block  the  facies  of 
the  Lunz  beds  dominated  durins  the  Carnian. 

Smaller  vertical  movements  were  during  the  Jurassic, 
mainly  in  the  Kimmeridgian  and  Tithonian.  Distinct  tectonic 
movements  have  been  at  the  Aptian  -  Albian  boundary,  du- 
ring which  the  Klape  ridge  was  uplifted.  We  suppose  that 
these  movements  of  vertical  character  persisted  until  the  Tu- 
ronian.  In  the  Coniacian  subsidence  of  the  ridge  took  place 


and  Coniacian  to  Upper  Eocene  or  Oligocene  Sediments  were 
deposited  in  the  Myjavskä  pahorkatina  Upland. 

The  Laramide  phase  was  only  partly  e,xpressed  in  this  zone, 
-  a  hiatus  during  the  Danian  and  Montian  in  the  Bradlo  deve- 
lopment. 

During  the  Savian  phase  the  Brezovä  Carpathians  and 
Cachtice  Carpathians  were  folded.  A  part  of  them  was  uplif- 
ted in  form  of  a  hörst  and  eroded. 

The  area  under  study  has  acquired  its  present-day  character 
during  the  Bukovec  phase  (Salaj  1982)  before  the  Upper  Kar- 
patian  when  distinct  imbrication  and  upthrusts  have  develo- 
ped.  A  part  of  the  hörst  was  upthrust  (Dobrä  Voda  upthrust) 
to  the  south  on  Upper  Cretaceous  and  Eggenburgian  Sedi- 
ments. During  these  processes  also  the  northern  part  of  Sedi- 
ments of  the  Myjavskä  pahorkatina  Upland  -  Surovin  deve- 
lopment  was  overthrust  on  the  southern  part  along  a  distinct 
tectonic  line  of  east-western  direction.  This  phase  was  also  ef- 
fectively  expressed  in  the  Klippen  Belt,  where  the  Eggenbur- 
gian conglomerates  and  sandstones  were  folded  in  tectonic 
slices  of  the  Klippen  Belt  (Fig.  4-5). 


Fig.  4.  The  Upper  Eggenburgian  calcareous  sandstones  (left  -  b)  in 
tectonic  contact  with  the  Neocomian  -  Albian  of  the  Kysuca  Group 
succession.  In  the  Albian  is  a  further  slice  of  the  Upper  Eggenburgian 
(a).  Locality:  Abandoned  quarry  in  Majericky  near  Myjava. 


Fig.  5.  Detail  of  tectonic  contact  of  vertically  upright  Neocomian 
of  the  Kysuca  Group  succession  with  a  higher  member  of  the  Eggen- 
burgian (calcareous  sandstones). 


181 


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183 


Zitteliana 


10 


183-190 


München,  I.Juli  1983 


ISSN  0373  -  9627 


Faunen  des  Senons  im  Bakony-Gebirge  und  ihre  Beziehungen 
zu  den  Senon-Faunen  der  Ostalpen  und  anderer  Gebiete 


Von 
LENKE  CZABALAY-) 

Mit  3  Abbildungen 


KURZFASSUNG 


Von  den  verschiedenen  Senonbildungen  Ungarns  wird  hier 
der  sog.  Mittelgebirgs-Typus,  der  im  Bakony-Gebirge  und 
im  Zala-Becken  auftritt,  zusammenfassend  dargestelh. 

Ausführlich  wird  dabei  auf  die  sedimentologische  und  fau- 


nistische     Entwicklung    eingegangen.     Einen    besonderen 
Schwerpunkt  der  Untersuchung  bilden  die  Rudistenriffe. 

Die    überregionalen    paläogeographischen    Beziehungen 
werden  anhand  der  Rudisten  diskutiert. 


ABSTRACT 


In  Hungary  the  Senonian  is  represented  by  various  facies, 
namely  in  the  Bakony  Mountains  and  the  Zala  Basin  we  meet 
the  so-called  intramontane  type,  in  the  Great  Hungarian  Piain 
the  flysch,  while  in  the  Bükk  Mountains  a  Gosau  facies  is  de- 
veloped. 

The  Intramontane  type  is  represented  by  the  Csehbänya- 
Ajka-Jäkö  Marl  Formation,  the  Ugod  Limestone  Formation 
and  the  Poläny  Marl  Formation.  In  the  Bakony  area  a  Triassic 
platform  separates  the  tectonically  preformed  basin  within 
two  subbasins.  The  originally  continental  Sedimentation  of 
the  Magyarpoläny-Devecser  Basin  became  fluviatile  (Cseh- 
bänya  Formation)  and  was  replaced  later  on  by  the  Cam- 
panian  transgression.  Simultaneously,  the  Sümeg-Ajka  Basin 
was  subsiding  and  covered  by  water. 

The  first  lacustrine  and  lagoon  Sedimentation  was  foUowed 
by  the  deposition  of  lagoon-brackish  water  Sediments  in  the 
Upper  portion  of  the  Ajka  Formation.  These  Sediments 
change  rather  unobserved  into  shallow  marine,  littoral  ones 
(Jäkö  Marl  Formation,  Csingervölgyi  Member). 

At  Sümeg,  the  transgression  staned  with  the  Lower  Cam- 
panian.  Reefs  developed  on  the  margins  of  the  platform 
(Ugod  Limestone  Formation),  while  in  the  basin  neritic, 
fine-grained  marls  were  deposited  (upper  part  of  the  Jäkö 
Marl  Formation).  The  basin's  subsidence  persisted  even  du- 
ring  the  Upper  Campanian,  and  in  the  deeper  water  started  an 
epicontinenta!  Sedimentation  (lower  part  of  the  Poläny  Marl 


*)  L.  CZABALAY,  Ungarische  Geologisclie  Anstalt,  Nepstadion  ut 
14,  Budapest  1142,  Ungarn. 


Formation),  while  on  the  Triassic  platform  foUowed  the  de- 
position of  shelf  Sediments  (Rendek  Member).  At  a  further 
stage  of  regression,  the  mentioned  strata  were  partly  eroded 
and  accumulated  at  the  foot  of  the  platform  (Poläny  Marl 
Formation,  Jäköhegy  breccia).  Thus,  the  last  reefs  in  the  Ba- 
kony Mountains  are  of  Upper  Campanian  age. 

On  the  basis  of  the  rieh  mollusc  fauna  the  Ajka  and  the 
Csehbänya  Formations  can  be  ranged  in  the  Upper  Santo- 
nian,  while  the  Jäkö  Marl  and  the  Ugod  Limestone  Forma- 
tions are  already  of  Campanian  age. 

With  respect  to  the  Inoceramidae  and  the  Ammonite  spe- 
cies  Parapachydiscus  neubergicus  (Schloth.),  the  Poläny 
Marl  Formation  can  be  placed  into  the  Lower  Maastrichtian. 
On  the  basis  of  the  microfauna  even  Upper  Maastrichtian 
could  be  determined. 

Beside  the  Hippurites,  the  great  number  of  Radiolites  spe- 
cies  is  striking,  the  most  of  which  are  identifiable  with  Pyre- 
nean  species.  This  means  a  meridional  influence,  although  ty- 
pical  meridional  elements,  frequently  occuring  in  South  Italy, 
North  Africa,  and  South  America,  are  lacking  here.  In  this 
way  the  Bakony  area  may  represent  a  transition  between  me- 
ridional and  nord  fauna- provinces  of  the  Mediterranean  geo- 
syncline. 

Faunistically  the  following  relations  can  be  detected:  to  the 
SW  across  the  Zala  Basin,  to  Yugoslavia  (Medvenitza  Moun- 
tains), and  further  on  to  North  Italy,  South  France,  and 
North  Spain  (Pyrenees);  to  the  west  some  relations  can  also  be 
determined  with  the  Gosau  Formation  in  the  Eastem  Alps;  to 
the  east  to  Romania  (Bihar  Mountains),  Yugoslavia  (Monte- 
negro) and  Greece  (Vardar  and  Pelagonian  belts). 


184 


I.ÜBERBLICK  ÜBER  DIE  ENTWICKLUNG  DER  MITTELGEBIRGSFAZIES 

DES  UNGARISCHEN  SENONS 


In  Ungarn  sind  Senonbildungen  verschiedener  Fazies  be- 
kannt, so  ist  im  Bakony-Gebirge  und  im  Zala-Becken  der  sog. 
Mittelgebirgs-Typus,  im  Donau  Theiss-Zwischenstromland 
Flysch  und  im  Bükk-Gebirge  Gosau  vertreten.  Diese  Ab- 
handlung befaßt  sich  mit  dem  Mittelgebirgs-Typus.  Abb.  I. 

Im  Transdanubischen  Mittelgebirge  lassen  sich  an  Hand 
von  Übertage-Aufschlüssen  und  Tiefbohrdaten  die  Senonbil- 
dungen in  einem  SE-NW  gerichteten  Sedimentationsbecken 
verfolgen.  Im  Zusammenhang  mit  den  Bewegungen,  die  zu 
Beginn  der  Oberkreide  stanfanden,  entstanden  im  Westteil 
des  Gebirges  litho-  und  biofaziell  mannigfaltige  Ablagerun- 
gen. Der  Mittelgebirgs-Typus  wird  von  der  Csehbänyaer, 
Ajkaer  und  Jäköer  Mergel-Formation  sowie  der  Ugoder 
Kalk-Formation  und  der  Polänyer  Mergel-Formation  gebil- 
det. Das  tektonisch  angelegte  Becken  wurde  durch  ein 
Trias-Plateau  in  zwei  Teile  gegliedert.  Im  Becken  von  Ma- 
gyarpoläny  -  Devecser  wurde  die  anfängliche  kontinentale, 
später  fluviatile  Sedimentation  im  Campan  von  transgressiven 
Sedimenten  abgelöst  (Csehbänyaer  Formation).  Das  Becken 
vonSümeg-Ajka  wurde  im  Verlauf  der  weiteren  Absenkung 
endgültig  überschwemmt  und  es  begann  eine  lakustrisch-pa- 
lustrische  Sedimentation  (unterer  Abschnitt  der  Ajkaer  For- 


mation). Mit  der  von  SW  ausgegangenen  Transgression  kam 
die  Meeresverbindung  zustande.  Dieser  Prozeß  führte  zur 
Bildung  der  marginalen  lagunär-palustrischen  Brackwasser- 
ablagerung am  Beckenrand  (oberer  Abschnitt  der  Ajkaer 
Formation)  und  der  seicht-littoralen  Mergelsedimentation  im 
Beckeninnern  (Jäköer  Mergel-Formation,  Csingervölgyer 
Member). 

Im  Sümeg  führte  die  Transgression  bereits  im  unteren 
Campan  zu  anderen  Verhältnissen  und  zu  riffartigen  Bildun- 
gen. Im  oberen  Campan  wurde  der  gesamte  Raum  überflutet. 
Die  Verbreitung  der  Riffe  ist  dabei  wegen  der  morphologi- 
schen Verhältnisse  auf  die  schmalen  Randbereiche  des  Plate- 
aus und  die  inneren  Klippen  beschränkt.  In  den  Becken  lager- 
ten sich  gleichzeitig  neritische,  schluffige  Mergel  ab  (Jäköer 
Mergel-Formation,  oberer  Abschnitt). 

Im  oberen  Campan  sank  das  Becken  weiter  ab,  in  den  tiefe- 
ren Bereichen  entstanden  offene,  epikontinentale  Beckenab- 
lagerungen (Polänyer  Mergel-Formation,  unterer  Abschnitt). 

Im  nördlichen  Bakony-Gebirge  endete  das  Rudisten- 
Wachstum  im  oberen  Campan.  Auf  der  Plattform  lagerten 
sich  offene  Schelf-Sedimente  ab  (Rendeker  Member).  Zur 


1  Tieiborungen 

2  Oberfl.  Aufschi. 
3Bergbau    Aufschi 
4  U  mgelagerles      Senon 
SFlysch     Senon 


Abb.  1.     Verbreitung  der  Senonbildungen  in  Ungarn. 


185 


Zeit  der  späteren  Regressionsphase  wurden  diese  Ablagerun- 
gen teilweise  abgetragen  und  am  Fuße  des  steilen  Küstenhan- 
ges angehäuft  (Jäkohegyer  Brekzien  Member). 

Die  letzten  rudistenführenden  Ablagerungen  findet  man  im 
Bakony-Gebirge   an   der   Grenze   Obercampan/Untermaa- 


stricht.  Das  Gebirge  wurde  postkretazisch  herausgehoben. 
Ein  wesentlicher  Teil  der  Polanyer  Formation  wurde  dabei 
abgetragen .  Erst  im  Miozän  kam  es  erneut  zu  einer  Transgres- 
sion. 


6 

Forma- 

Sümeg 

Csabrendek 

Devecser 

Magyarpoläny 

^o 

tionen 

o- 

1- 
I 

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ro 

s 

O 

Q- 

Inoceramen 

Inoceramen 

Inoceramen 

Inoceramen 

Orbitoiden 

Agriopleuriden 

Pflanzen 

Pflanzen 

Pflanzen 

HIppuriten 

Hippuriten 

Echiniden 

Echiniden 

Echiniden 

Ostreiden 

Ostreiden 

Algen 
Korallen 

Rudisten 

Gervilleen 

j^ 

Hippuriten 

Ostreiden 

Ostreiden 

Ostreiden 

0) 

tu 

Rudisten 

< 

o 

Hippuriten- 

0. 

2 

—5 

Ol 

D 

Ceratostreiden 

Radioliten 

< 

Lamellibranchiaten 

Ceratostreiden 

Ceratostreiden 

Ceratostreiden 

CJ 

Aptyxielliden 
Dentaliden 

Echiniden 

Ceratostreiden 
Nerineiden- 

Rudisten 
Ceratostreiden 

j_ 

Clavagelliden 

Trochactaeoniden 

O) 

5;  ^' 

c 

?  2 

3 

Korallen— Gastropoden— Lamelli 

branchlaten 

Gastropoden— La 

mellibranchiaten 

u 

> 

Py  rgu  1  if  eren— Ca  rd  iden 

Pyrguliferen— 
Hemisiniden 

Pyrguliferen 

Pyrguliferen— 
Cerithiden 

Pyrguliferen-Strophostomiden— 

Pyrguliferen— 

Cyrenen— 

z 
o 

H 

0) 

03 

Hemisiniden 

Cardiden 

Corbiculiden 

Eulimiden 

Pyrguliferen- Melanien 

Trochactaeoniden 

> 

C 

Cerithiden— 

Pyrguliferen— 

2 

J2 

< 

Helixien— Ajkaien 

Pyrguliferen— 

Cardiden 

Hemisiden 

< 

0) 

Cyrenen 

CO 

Pyrguliferen— Melanien 

Pyrguliferen- 
Hemisiniden 

Helixien— 

Ajkaien 

Abb.  2.     Die  Biofazies  des  Senons  im  Bakony-Gebirge. 


186 


2.  DIE  ENTWICKLUNG  DER  BIOFAZIES  IN  DEN  SENONISCHEN 

FORMATIONEN 


Für  den  unteren  Abschnitt  der  Ajkaer  Formation  sind  mio- 
haline  bis  oligohaüne,  für  den  oberen  Abschnitt  meso-,  plio- 
und  brachyhaüne  Faunengemeinschaften  kennzeichnend. 
Die  Assoziationen  wechseln  außerordentüch  rasch  und  häu- 
fig. In  der  gleichaltrigen,  aber  faziell  abweichenden  Csehbä- 
nyaer  Formation  finden  sich  mehrere  terrestrische  Faunen- 
elemente und  vor  allem  mio-  und  oligohaline  Faunengemein- 
schaften. In  der  fluviatilen  und  brackischen  Fazies  treten  ne- 
ben terrestrischen  Faunen  (Helix)  auch  Süßwasserformen 
wie  kleinwüchsige,  dünnschalige  Vertreter  von  Ajkaia  und 
Pyrgulifera  auf.  Charakteristisch  für  die  limnische  Fazies  ist 
die  großwüchsige,  glattschalige  Art  Pyrgulifera  glabra 
Hantken;  in  der  brackischen  Fazies  dominieren  Varietäten 
der  stark  ornamentierten,  skulptierten  Pyrgulifera  inflata 
Yen  und  Pyrgulifera  acinosa  Zekeli. 

Mit  zunehmendem  Salzgehalt  nehmen  Vertreter  von  Ceri- 
thium  und  Cardium  in  der  Fauna  überhand. 

Die  Ablagerungen  der  Ajkaer  Formation  gehen  kontinuier- 
lich in  die  sublittoralen  und  teilweise  noch  brackischen  Sedi- 
mente des  Csingervölgyer  Member  der  Jäköer  Mergel-For- 
mation über.  Im  unteren  Abschnitt  spürt  man  noch  die 
Schwankungen  des  Salzgehaltes,  zunächst  herrschen  insbe- 
sonders  Vertreter  von  Glauconia  und  Cerithium  vor,  dann 
übernehmen  allmählich  kleinwüchsige  Muscheln  die  domi- 
nierende Rolle  in  der  Fauna  (Nucula,  Corbula,  Astatte).  Fer- 
ner erscheinen  kleinwüchsige  Einzelkorallen,  die  die  Stabili- 
sierung des  Salzgehaltes  bezeugen. 

Im  oberen  Abschnitt  der  Jäköer  Mergel-Formation  wan- 
derte parallel  zur  allmählichen  Absenkung  des  Meeresbodens 
eine  noch  küstennahe,  den  schlammigen  Meeresboden  bevor- 
zugende Muschelfauna  ein.  Charakteristische  Formen  sind: 
Pseudamussiurn  laevis  (Nilsson),  Ceratostreon  matheronia- 
num  (Orb.),  Plicatula  aspera  Zittel.  Die  Ceratostreon- 
Pseudamussium  Assoziation  wird  in  den  feinkörnigen  kalki- 
gen Mergelablagerungen  durch  eine  Pycnodonta  und  Lo- 
phu-Faum  abgelöst.  Darüber  gehen  die  Mollusken  stark  zu- 


rück und  in  den  kalkigen  Mergelschichten  treten  reichlich 
Fischschuppen  und  Pflanzenbruchstücke  auf. 

In  Sümeg  kann  der  obere  Abschnitt  der  Jäköer  Mergel- 
Formation  makrofaunistisch  in  sechs  Assoziationen  geglie- 
dert werden  (Clavagella-,  Dentalium-,  Ceratostreon-,  Ger- 
villeia-  und  Oitrea- Assoziation).  In  der  Beckenfazies  (Ba- 
konyjäkö,  Magyarpoläny)  können  diese  Assoziationen  nicht 
nachgewiesen  werden  (Abb.  2). 

Die  riffartigen  Bildungen  der  Ugoder  Kalk-Formation  von 
Sümeg  sind  auf  ein  tektonisch  präformiertes  Gebiet  be- 
schränkt. Hier  wechseln  Kalksteinbänke,  Mergel,  Kalkmer- 
gel und  Tonmergelab.  Der  fazielle  Wechsel  erfolgt  sehr  rasch, 
wobei  folgende  Assoziationen  auftreten:  Trochalctaeon-, 
Nerineen-,  Actaeonellen-  und  muschelführende,  Ceratostre- 
on-, Ostreen-,  Hippuriten-,  Radioliten-,  Algen-,  Korallen-, 
Echiniden-,  Agripleureen-,  Orbitoiden-Biofazies. 

Assoziationen  des  Back-Reefs  sind  durch  Echiniden,  Ac- 
taeonellen und  Hippuriten-Radioliten  ausgezeichnet  charak- 
terisiert. Im  Fore-Reef-Bereich  treten  Hippuriten,  Korallen, 
Agriopleuren,  Ostreen  und  Algen  in  den  Vordergrund. 

Die  Gesteine  der  Ugoder  Kalk-Formation  lassen  sich  nörd- 
lich von  Sümeg  in  Richtung  Gyepükajän  weiter  verfolgen,  wo 
sie  die  Jäköer  Mergel-Formation  überlagern.  In  anderen  Ge- 
bieten sind  die  Ausläufer  der  Fore-Reef-Bildungen  mit  den 
Beckenablagerungen  (Csabrendek)  verzahnt,  oder  die  Ge- 
steine der  beiden  Formationen  wechseln  ab  (Devecser).  Der 
Übergang  der  Ugoder  Kalk-Formation  in  die  Fazies  des  Bek- 
keninnern  ist  im  Rendeker  Member  vertreten. 

Die  Polänyer  Mergel-Formation  ist  im  Bakony-Gebirge 
schon  durch  pelagische  bis  hemipelagische  Schelfablagerun- 
gen vertreten.  Der  Höhepunkt  der  Transgression  wird  mit 
dem  Auftreten  von  Inoceramen-Faunen  erreicht.  Die  bisheri- 
gen Assoziationen  mit  Pflanzendetritus  und  Fischschuppen 
wird  durch  die  Inoceramen-Assoziationen  abgelöst,  die  sich 
ihrerseits  in  mehrere  Abschnitte  untergliedern  läßt. 


3.  CHRONOSTRATIGRAPHISCHE  AUSWERTUNG  DER  FAUNA, 
FAUNISTISCHE  BEZIEHUNGEN 


Die  Molluskenfauna  der  Ajkaer  Formation  besteht 
z.  T.  aus  endemischen  Arten,  z.  T.  aus  den  charakteristi- 
schen Formen  obersantonischer-campanischer  Süß-  bis 
Brackwasserschichten:  Pyrgulifera  glabra  Hantken,  Pyrgu- 
lifera inflata  Yen  und  Pyrgulifera  acinosa  Zekeli  und  ihre  Va- 
rietäten. 

Kohlenführende  Ablagerungen  von  ähnlicher  Fazies  und 
mit  ähnlicher  Fauna  sind  aus  dem  oberen  Santon  und  Campan 
in  Österreich  (Neue  Welt,  Gosau),  Süd-Frankreich,  Portu- 
gal, Rumänien  (Siebenbürgen:  Bihar-Gebirge),  Tschechos- 
lowakei (Bradlö)  sowie  aus  dem  Maastricht  von  Jugoslawien 
und  Frankreich  (Fluvel-Becken)  bekannt. 

Im  Bakony-Gebirge  gehören  die  Csehbänyaer  und  die  Aj- 
kaer Formation  zum  oberen  Santon.  In  den  oberen  Assozia- 


tionen der  Ajkaer  Formation  läßt  sich  schon  die  im  unteren 
Campan  beginnende  Transgression  erkennen.  Dieses  Fazies 
können  wir  daher  schon  zum  Campan  rechnen.  Der  Höhe- 
punkt der  Transgression  lag  im  oberen  Campan  und  im  Maa- 
stricht. 

Die  Jäköer  Mergel-Formation  und  die  Ugoder  Kalk-For- 
mation sind  sicherlich  schon  zum  Campan  zu  rechnen. 

Im  Csingervölgyer  Member  der  Jäköer  Mergel-Formation 
dominieren  die  für  das  untere  Campan  charakteristischen 
Formen:  Nucula  concinna  Sow.,  Corbula  angustata  Sow., 
Astarte  similis  Münster.  Auch  eine  reiche  Gastropoden- 
Fauna  kommt  hier  vor:  Glauconuj  coquandiana  kefersteini 
(Münster),  Pirenella  münsteri  (Keferstein),  Pirenella  hoe- 
ninghausi  (Keferstein). 


187 


Diese  Arten  sind  in  Österreich,  Jugoslawien  und  Süd- 
Frankreich  im  Hangen  der  liohlenführenden  senonischen 
Schichten  häufig,  in  anderen  Ländern  (England,  Indien) 
kommen  sie  in  Mergelschichten  ebenfalls  im  unteren  Campan 
vor. 

Im  oberen  Abschnitt  der  Jäköer  Mergel-Formation  ist  die 
geographische  und  chronostratigraphische  Verbreitung  der 
Arten  Hauitator  fittonianus  (Sow.),  Haustator  rigidus 
(Sow.)  und  Pseudamussium  laevis  (Nilsson)  viel  größer  als 
die  oben  genannten  Arten.  Diese  Formen  können  außerhalb 
des  mediterranen  Geosynklinalraumes  auch  in  den  borealen 
Kreidegebieten  angetroffen  werden  und  sind  für  die  Cam- 
pan-Stufe  charakteristisch.  Die  Ausbreitung  der  Transgres- 
sion  hatte  eine  Erweiterung  der  faunistischen  Verbindungen 
zur  Folge,  worauf  auch  die  im  höheren  Abschnitt  auftreten- 
den Arten  Ceratostreon  matheronianum  (Orb.)  und  Pycno- 
donta  vesiculosa  (Lam.)  hinweisen. 

Im  unteren  Rudisten-Horizont  der  Ugoder  Kalk-For- 
mation sind  die  folgenden  großwüchsigen  Gastropoden 
kennzeichnend:  Trochactaeon  giganteus  subglobosus  (Mt)N- 
ster),  Tr.  goldfussi  (Orb.),  Actaeonella  caucasica  sytriaca 
Kollmann,  Nerinea  (Symploptyxis)  pailletteana  (Orb.), 
N.  (S.)  buchi  (Keferstein). 

Die  Gastropoden-Fauna  derTrochactaeon-Nerineen-Bio- 
fazies  läßt  sich  mit  den  Faunen  der  Gosau-Basisschichten  in 
Österreich,  der  Tschechoslowakei  und  Rumäniens  (Sieben- 
bürgen) gut  korellieren,  die  an  der  Grenze  oberes  Santon/un- 
teres  Campan  liegen. 

Im  unteren  Rudisten-Horizont  sind  die  folgenden  Rudi- 
sten- Arten  häufig:  Vaccinites  carinthiacus  (Redl.),  V.  oppeli 
santoniensis  (Kcjhn),  V.  sulcatus  (Defr.),  Radiolites  angeio- 
des  P.  DE  Lap.,  R.  albonensis  Touc,  Praeradiolites  subtou- 
casi  Touc,  P.  aristidis  (Mun.-Chalm.),  P.  hoemnghausi 
(Des  Moul.),  Lapeirouseia  zitteli  Douv. 

Im  oberen  Rudisten-Horizont  kommen  die  Arten  Vaccini- 
tes atheniensis  (Ktenas),  V.  braciensis  (Sladic-Trifunovic), 
V.  oppeli  (Douv.),  Hippurites  heberti  (Mun.-Chalm.), 
Praeradiolites  maximus  Astre,  Lapeirouseia  jouanneti 
Douv.  häufig  vor. 

Ein  erheblicher  Teil  dieser  Rudisten- Arten  ist  auch  für  die 
obere  Gosau-Fazies  Österreichs  kennzeichnend;  das  betrifft 
vor  allem  die  Vacciniten,  in  zweiter  Reihe  die  Hippuriten  und 
Radioliten.  Der  Großteil  der  Radioliten  ist  mit  den  Formen 
aus  den  Pyrenäen  (Süd-Frankreich,  Nord-Spanien)  ver- 
wandt. In  der  Rudisten-Fauna  trifft  man  viele  Arten,  die  auch 
in  Jugoslawien  (Istrien,  Medvenitza-Gebirge),  Bulgarien, 
Rumänien  (nördliches  und  südliches  Bihar-Gebirge),  der 
Slowakei  (Kleine  Karpaten),  Griechenland  (Vardar  und  Pela- 
gonische  Zone),  Iran,  Indien  und  Nord-Afrika  (Tunesien, 
Marokko,  Algerien)  vorkommen. 

Hinsichtlich  der  stratigraphischen  Verbreitung  der  Arten 
können  wir  feststellen,  daß  die  Rudisten-Fauna  aus  Arten  be- 
steht, die  im  mediterranen  Geosynklinalraum  für  die  Rudi- 
sten-Horizonte  des  oberen  Santons  und  des  Campans  charak- 
teristisch sind.  In  der  Fauna  sind  die  erst  im  Campan  einset- 
zenden Arten  in  größerem  Prozentsatz  vertreten.  Darunter 
gibt  es  viele  Formen,  die  auch  im  unteren  Maastricht  vor- 
kommen können.  Nach  unserer  Beurteilung  dürfte  das  Alter 
der  Rudisten-Horizonte  der  Ugoder  Kalk-Formation  im  Ba- 


kony  etwa  der  Campan-Stufe  entsprechen.  Fore-  und  Back- 
Reef-Bildungen  können  im  gesamten  Campan  auftreten. 

Die  anderen  Muschelarten  kommen  ebenfalls  in  den  oberen 
Gosau-Schichten  von  Österreich  vor:  Cucullaea  austriaca 
ZiTTEL,  C.  crassitesta  Zittel,  Pema  expansa  Zittel,  Lima 
pichleri  Zittel.  Manche  Muschelarten  sind  geographisch 
auch  außerhalb  Europas  (Kuba,  Indien,  Nord-Afrika)  ver- 
breitet, wie  z.  B.  Pterotrigonia  limbata  (Orb.),  Cucullaea 
chiemiensis  (Gombel). 

Die  Inoceramus-Faum  der  Polänyer  Mergel-Forma- 
tion besteht  aus  kosmopolitischen  Arten,  die  sowohl  in  der 
mediterranen  geosynklinalen  Kreide-Provinz  als  auch  in  der 
borealen  Kreide-Provinz  anzutreffen  sind. 

In  Übertageaufschlüssen  bei  Magyarpoläny  wurde  eine 
zum  Campan  gehörende  Inoceramus-Fauna  mit  /.  decipiens 
Zittel,  /.  capitosus  Rengarten  und  /.  inconstans  Zittel  ge- 
funden. Aus  Sümeg  liegt  ebenfalls  vom  unteren  Abschnitt 
dieser  Formation  die  bisher  einzige  gut  bestimmte  Ammoni- 
ten-Art,  Parapachydiscus  neubergicus  (Schloth.)  vor.  Nach 
den  Bohrdaten  konnten  im  unteren  Maastricht  3  Biofazies- 
Abschnitte  auf  Grund  der  Inoceramen-Faunen  unterschieden 
werden: 

1 .  Der  Biofazies-Abschnitt  mit  Inoceramus  balticus  Boehm, 
der  in  den  Übergangsschichten  oberes  Campan/unteres 
Maastricht  häufig  ist. 

2.  Der  darüber  lagernde  lithofaziell  gleiche  Biofazies-Ab- 
schnitt führt  Inoceramus  regularis  (Orb.). 

3.  Im  oberen  Biofazies- Abschnitt  fehlen  die  beiden  oben  ge- 
nannten Arten  und  es  erscheint  Inoceramus  planus  Mün- 
ster, der  nach  unserer  Meinung  unteres  Maastricht  an- 
zeigt, zu  dem  auch  die  Biofazies  mit  /.  regularis  (Orb.) 
gehört. 

Die  Inoceramen-Fauna  ist  viel  arten-  und  individuenärmer 
als  die  Faunen  der  borealen  Kreide. 

In  der  beigelegten  Abbildung  3  sind  die  biochronostrati- 
graphischen  (parachronostratigraphischen)  Ergebnisse  der 
palynologischen,  mikropaläontologischen  und  malakologi- 
schen  Untersuchungen  zusammengefaßt.  Bei  den  stratigra- 
phischen Ergebnissen  wurde  die  Ammoniten-Art  Parapa- 
chydiscus neubergicus  (Schloth.)  berücksichtigt,  die  für  das 
untere  Maastricht  charakteristisch  und  von  orthochronostra- 
tigraphischem  Wert  ist. 

Bei  den  malakologischen  Untersuchimgen  erwies  sich  die 
Rudisten-Fauna  biostratigraphisch  am  wertvollsten.  Die 
ganze  Mollusken-Fauna  eignete  sich  ausgezeichnet  für  öko- 
logische und  biofazielle  Auswertungen.  Die  aufgrund  dieser 
Untersuchungen  festgestellten  Biofazies  ließen  sich  auch  in 
verschiedenen  Gebieten  außerhalb  Ungarns  gut  erkennen, 
bzw.  ihr  Fehlen  konnte  gut  erfaßt  werden. 

Die  obersantonisch-campanische  Transgression  begann  in 
den  verschiedenen  Gebieten  nicht  gleichzeitig.  Dementspre- 
chend fand  die  Riffentwicklung,  in  Abhängigkeit  von  den  lo- 
kalen Verhältnissen,  zu  verschiedenen  Zeiten  statt.  Die  fauni- 
stische  Ähnlichkeit  der  Riffkalke  ist  in  vielen  Fällen  durch 
übereinstimmende  Fazies  bedingt  und  nicht  immer  auf  eine 
faunistische  Verbindung  zurückzuführen. 

Im  Westen  Europas,  in  Frankreich,  zogen  sich  mit  dem  Zu- 
standekommen der  Verbindung  zwischen  den  mediterranen 


188 


Lithostratigraphie 


p     o 


Ost    rat     igraphie 


Malakologische  Assozi- 
ationen 

noch 

L   Czabolay    1982 


Polynostratigraphie 
noch 

FGoczon-ASiegliga^ 


PolynoloqischeZon 


Forominifero  - 
stratigraphip 
nach  M.  Sido  1982 


Forominiferisc he  Ion 


1 — r 


IJalkstein 


CO 


•VJ /•\^      — 


L-      /"v     '"^-' 


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Ö) 
u 
Ol 
X! 

3 

c    I.  planus 


u    I  regularis 


3)  Paropachydiscus 

cj  neubergicus 

o 

Q  I.  balticus     _ 

o  [oT^bitoides 


o  l.decipiens 

Ostrelden 
Gervilleen 

Aptjxiellen 

Dentoliden 
Clovagelliden 


L  jouonnet 
H  laperousei 
A  moroi 

V  brociensls 

V  opeii 

H  colliciatus 
vatheniensB 


Nuculiden 
Corbuliden 
Pirenelliden 
'/  Glouconiden 


W  Cerithiu 


Agriopleuro 


L.zittGli 

Pr.aristidis 

Prhoeninghou 

Prsubtoucosi 

V  opeii  — 
santoniensis 

V.carinthiQcus 


m-  Cardium 


Pyrgulifgra    infloto 
Goniobasis  hynganca 
Pyrguhfero    inflata 
Wemisinus  Ijgnitarius 
Stophostoma  cretaceo 
Cyreno  CorbiculaAjkaio 
Pyrgulifera   glabra 
Melanio 


Hei  ix -Aj kam 


Polaeostomocystis 
bakonyensis 

Pseudopapillopollis 
proesubherzynicus 

H. 


Gl  mayoroensis 
Gl  contusa 


ffalkmergel 

z 


ZT. 


Gl  conica 
Gl   Stuart! 


Dolomit 

4 


Sond 


PseudopopillopoUts 
div.  SP 


Semioculopollis 
minimus 


Longanullpoiiis 

baytayi 

Longanulipolfis 

lenneri  F 


Suemegipollis 
triangularis 

kfrutzschipollis 
spatiosus 


ICrutzschipollis  - 

Hungaropollis 

H.  oculus  - 

H.oculoglomerot 

H,  tn'angulorls- 

■  Oculopollis 
—  -PJ 


Brecolpites 
giobosus- 

-Oculopoliis 

zaklinskoiae. 


Trilobosporites 

£l 

Oculopollis 

Compiexiopollis  A 


Gicaicarata 
Gl.colciformis 
Gl  elevoto 
Gl. arca 


o      wi 

o     "o 

c       - 

o 

cn     c 

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__.        XI 

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12 


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CD 


ÜE 


Sondslein 


Ton 


Mergel 


8 


Tonmergel 


^_^ 


Bunts  Ton 
mit  Schoter 


Authigene 
Kolkstftnbreki 

Brounkohie 


Ton  Ige  Kokk 


13[ 

Polypolincs 
Meervosser 


'^2 

Meiohalmes 
Meerwoaser 


15 


Olygohalines 
Meerkwass 


PolLjhalines 
&rocl<was 


Miohalines 
BrockNcOE 


-SEE 


Süsswass 

Hg 


o   o  o 

O    o 


Polyhalines 
MeerwQSS 


Abb  3.     Parachronostratigraphische  Gliederung  des  Senons  in  West-Ungarn. 


189 


und  borealen  Gebieten  im  oberen  Santon  die  Rudisten  nach 
Süden  zurück.  In  der  Provence  fand  die  letzte  Riffbildung  im 
Santon,  in  den  östlichen  Pyrenäen  im  Campan  (Corbieres, 
Ariege),  in  den  Westlichen  Pyrenäen  im  Maastricht  statt.  Die 
in  Westeuropa  allmählich  südwärts  migrierenden  Rudisten 
rückten  zur  gleichen  Zeit  von  Dalmatien  in  nördliche  Rich- 
tung (Österreich,  Ungarn,  Slowakei)  vor. 

Im  Süden,  in  Jugoslawien,  bildeten  sich  Riffe  vom  Ceno- 
man  bis  zum  Maastricht.  Die  Rudisten-Faunen  des  Medve- 
nitza-Gebirges,  Istriens  und  Montenegros  stimmen  in  vielen 
Hinsichten  mit  den  Faunen  des  Bakony  überein.  Das  Alter 
von  diesen  dürfte  etwa  dem  oberen  Santon-Campan  entspre- 
chen, aber  in  unserer  Fauna  herrschen  die  Campan-Arten 
vor. 

In  Österreich  und  Rumänien  umfaßt  die  Riffbildungpe- 
riode ebenfalls  mehrere  stratigraphische  Stufen.  In  Griechen- 
land (Vardar  und  Pelagonische  Zone)  beschränkt  sich  die 
Riffbildung  auf  das  Campan.  Das  gilt  auch  für  das  nordöstlich 
vom  Bakony  gelegene  Bükk-Gebirge  sowie  für  die  Slowakei 
(Kleine  Karpaten). 

Bei  den  Rudisten-Faunen  fällt  die  große  Arten-  und  Indivi- 
duenzahl der  Radioliten  auf.  Wie  schon  oben  erwähnt,  stim- 
men diese  Arten,  von  wenigen  Ausnahmen  abgesehen,  mit  je- 
nen der  Pyrenäen  überein.  Dies  weist  auf  südlichen  Einfluß 
hin,  obwohl  die  in  Nordafrika,  Minelamerika  (Kuba,  Jamai- 
ca),  Süditalien  und  in  manchen  Gebieten  Jugoslawiens  vor- 
kommenden sog.  charakteristisch  südlichen  Rudisten-Ele- 
mente  in  unserer  Fauna  fehlen. 


Die  faunistischen  Verbindungen  können  nach  SW  durch 
das  Zala-Becken  und  das  Medvenitza-Gebirge  weiter  in  Rich- 
tung WSW  bis  Nord-Italien  und  die  Pyrenäen  (Süd-Frank- 
reich, Nord-Spanien)  verfolgt  werden.  Gleichzeitig  läßt  sich 
eine  enge  faunistische  Verbindung  m  westlicher  Richtung  ge- 
gen die  östalpen  feststellen.  Die  faunistischen  Unterschiede 
sind  auf  die  Sedimentationsverhältnisse  zurückzuführen.  In 
Österreich  sind  die  Gosau-Bildungen  mehrmals  durch  Kon- 
glomeratschichten unterbrochen,  während  im  Bakony  eher 
Ablagerungen  von  caudiobiohermen  Charakter  auftreten  und 
die  Kalke  oft  durch  Mergelschichten  unterbrochen  sind.  In 
den  Gosau-Sedimenten  Österreichs  (detritische  Küstenabla- 
gerungen) waren  die  ökologischen  Bedingungen  für  die  Ra- 
dioliten nicht  geeignet. 

Im  Osten  können  wir  die  faunistischen  Verbindungen  der 
uns  interessierenden  Ablagerungen  nach  Rumänien  (Bihar- 
Gebirge),  im  SW  nach  Jugoslawien  (Montenegro)  und 
Griechenland  (Vardar  und  Pelagonische  Zone)  verfolgen. 

Die  Faunenmigration  ging  von  Süd-Frankreich  aus  und  er- 
folgte in  südwestlicher  und  südöstlicher  Richtung.  Die  Fau- 
nen des  Bakony  nehmen  eine  Übergangsstellung  zwischen 
den  Faunen  der  nördlichen  und  der  südlichen  Faunenprovinz 
des  mediterranen  Geosynklinalraumes  ein.  Wir  nehmen  an, 
daß  diese  Gebiete  miteinander  in  Verbindung  standen  und  in 
beiden  erwähnten  Provinzen  ähnliche  paläoklimatologische 
Verhältnisse  vorherrschten  wie  im  Bakony-Gebirge. 


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191 


Zitteliana 

10 

191-194 

München,  1.  Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

Die  Entwicklung  der  Kreideschichten  Sloweniens 

(NW  Jugoslawien) 


Von 
MARIO  PLENICAR  &  UROS  PREMRU=' 

Mit  2  Abbildungen 


KURZFASSUNG 


In  der  Kreide  Sloweniens  sind  vier  Hauptentwicklungen 
festzustellen.  Im  Südwesten  sind  es  die  Unter-  und  Oberkrei- 
desedimente einer  Karbonatplattform,  in  Mittelslowenien  pe- 
lagisch-turbiditische  Sedimente  der  Unterkreide  und  Flysch- 


sedimente  der  Oberkreide  und  im  Nordwesten  Gosausedi- 
mente  des  oberen  Senon.  Die  einzelnen  Entwicklungen  wer- 
den erläutert;  die  charakteristischen  Florenelemente  (Algen 
und  Nannoplankton)  sowie  der  Fauneninhalt  kurz  erwähnt. 


ABSTRACT 


In  the  Cretaceous  of  Slovenia  four  main  developments  of 
tectofacies  can  be  separated.  In  the  Southwest  the  Lower  and 
Upper  Cretaceous  is  represented  by  Sediments  of  a  carbonatic 
platform.  In  Middle  Slovenia  pelagic  and  turbiditic  Sediments 
dominante  in  the  Lower  Cretaceous;  in  the  Upper  Cretaceous 
only  a  "Flysch"  sequence  is  developed.  In  the  Northwest  of 
Slovenia  shallow-water  Sediments,  the  so  called  "Gosau"  is 
characterizing  the  Upper  Senonian.  The  different  evolutions 
of  these  tectofazies  are  explained.  The  floral  elements  (algae 
and  calcareous  nannoplancton)  as  well  as  typical  faunal  ele- 
ments are  mentioned. 

Die  Kreideschichten  sind  in  Slowenien  in  zwei  Faziestypen 
entwickelt:  der  neritischen  und pelagischen  Fazies.  Die neriti- 
sche  Fazies  haben  wir  in  der  Entwicklung  der  Tektofazies  der 
Karbonatplattform.  Die  pelagischen  Faziestypen  bestehen 
aus  folgenden  Tektofazien:  pelagischer  Graben;  heterogener 
Flysch  (Abfolge  von  Flyschsedimenten  sowie  Ablagerungen 
eines  tieferen  Meeres);  die  Flysch-  und  Gosau-Tektofazies. 

In  Slowenien  haben  wir  in  der  Kreide  eine  Tektofazies  der 
Karbonatplattform  in  den  Dinariden,  eine  pelagische  Fazies 
aber  in  den  Südalpen,  in  der  Grenzzone  zwischen  den  Südal- 
pen und  den  Dinariden,  in  den  Austroalpiden  sowie  eine  pe- 
lagische Entwicklung  in  den  Dinariden,  als  die  Zerstörung  der 
Karbonatplattform  begann  (Abb.  1). 

Auf  der  dinarischen  Karbonatplattform  wurden  in  der  Un- 
terkreide und  im  überwiegenden  Teil  der  Oberkreide  Plat- 


*)  M.  PleniCar,  Fakulteta  za  naravoslovje  in  tehn.  Katedra  za  geo- 
log.  inpaleontol.,  Askerceva  12,  YU -61000  Ljubljana,  Jugoslawi- 
en; U.  Premru,  Geoloski  zavod  Ljubliana,  Linhartova  9,  YU- 
61000  Ljubljana,  Jugoslawien. 


tenkalke  mit  Zwischenschichten  eines  körnigen  Dolomits, 
Kalkbrekzien  und  Kalkschiefer  mit  Hornstein-Zwischenlage 
abgelagert  (Abb.  2).  In  der  unteren  Kreide  konnten  auf  der 
Karbonatplattform  die  Kalkalgen  gedeihen;  die  folgenden 
Arten  sollen  erwähnt  werden:  Salpingoporella  annulata  Ca- 
Rozzi,  S.  appenninica  Sartoni  et  Crescenti,  S.  dinarica  Ra- 
DOiCiC,  Solenopora  jurassica  Nichelson  und  andere,  weiter 
Tintinnidae,  Foraminiferen  der  Gattungen  OrbitoUna,  Cu- 
neolina,  Nezzazata  u.  a.  Die  Nerineen  kommen,  besonders 
im  Randbereich  der  Plattform,  häufig  vor.  Die  Riffe  wurden 
von  Korallen,  Hydrozoen  sowie  den  requienidischen  und  ca- 
prinidischen  Muscheln  aufgebaut.  Diese  Flora  und  Fauna 
konnte  vor  allem  auf  den  Barriere-Riffen  und  einzelnen 
Kleinriffen  (patch-reefs)  gedeihen.  Die  Requienien  waren 
auch  in  Hinterriff-Bereichen  verbreitet,  wo  sie  bei  niedrigem 
Energie-Index  kleinere  Biolithe  bildeten,  welche  im  karbona- 
tischen Schlamm  eingegraben  wurden. 

In  der  Oberkreide  hatten  sich  im  Cenoman  die  Radiolitiden 
und  Capriniden,  im  Senon  aber  die  Radiolitiden  und  Hippu- 
ritiden  verbreitet,  für  sie  war  die  damalige  höhere  Meeres- 
temperatur günstig,  welche  von  PolSak  (1975)  mit  Messun- 
gen der  absoluten  Paläotemperatur  des  Meeres  nachgewiesen 
wurde.  Im  Cenoman  und  Senon  war  am  bedeutendsten  das 
Barriere-Riff  in  dem  Gebiet  von  Banjska  planota-HruSica 
(Nanos)  -  Sneznik,  welches  im  Randbereich  der  Karbonat- 
plattform entstand.  Auf  der  Karbonatplattform  hinter  dem 
Barriere-Riff  bildeten  sich  in  Nord-Istrien  und  im  Notranjs- 
ka-Gebiet  noch  kleinere  Riffe  (patch-reefs). 

Unter  den  cenomanischen  Capriniden  können  folgende 
Arten  erwähnt  werden:  Caprina  carinata  Boehm,  C.  schio- 
sensis  Boehm,  Sphaerucaprina  forojuliensis  Boehm,  Mitroca- 


192 


Abb.  1.     Gebiete  mit  Kreideschichten  in  Slowenien  und  die  tektonischen  Haupteinheiten; 
1  =  Austroalpiden,  2  =  Südalpen,  3  =  Grenzzone  zwischen  den  Südalpen  und  Dinariden,  4  =  Dinanden,  5 
=  Pannonisches  Becken,  6  =  Plioquartäre  Senkungsbecken,  7  a  =  variscische  und  7b  =  alpidische  magmati- 
sche Gesteine,  8  =  Kreideschichten,  9  =  normale  Grenzen  und  Brüche,  10  =  Überschiebung,  1 1  =  seitliche 
Fazies-Übergänge. 


prina  plavensis  Parona,  Orthoptychus  striatus  Futterer, 
Neocaprina  gigantea  PleniCar,  TV.  nanosi  PleniCar,  Capri- 
nula  distefanoi  Boehm,  C.  masuni  PleniCar.  Von  den  Radio- 
liten  sind  die  Arten  Radiolites  douvillei  Toucas  und  Sphaeru- 
litei  foliaceus  Lamarck  häufig.  In  den  Cenoman-Schichten 
kommt  auch  die  ostreidische  Muschel  Chondrodonta  joannae 
Choffat  häufig  vor,  welche  umfangreiche  Lumachellen  an 
Rändern  von  Flachbereichen  der  Riffe  (reef  flat)  auftauten. 
Die  cenomanischen  Foraminiferen  und  Algen  sind  bis  zum 
gewissen  Maß  noch  den  unterkretazischen  Formen  ähnlich. 

Die  Mollusken-Fauna  des  Turons  ist  spärlicher  und  die 
Muscheln  haben  dünnere  Schalen.  Als  Ursache  dafür  wird 
eine  niedrigere  Temperatur  angenommen.  Unter  den  Fora- 
miniferen wurden  auch  auf  der  Karbonatplattform  Arten  der 
Gattungen  Globotruncana  und  Praeglobotruncana  gefun- 
den. Unter  den  Radioliten  sind  die  Gattungen  Apricardia,  Bi- 
radiolites,  DistefanelLx,  Durania,  Eoradiolites,  Radiolites 
sowie  Hippuriten-Kleinformen  häufig. 

Im  Senon  kam  es  zu  einer  üppigen  Entwicklung  von  Rudi- 
sten.  Besonders  zahlreich  ist  diese  Fauna  im  Santon  und 
Campan  sowie  im  Maastricht.  Im  Santon  und  Campan  wur- 
den die  Barriere-Riffe  am  Rand  der  Karbonatplattform  von 
Hippuriten  aufgebaut.  Zahlreich  sind  Vertreter  der  folgenden 
Arten:  Hippuntes  (Orb.)  nabresinensis  Futterer,  H.  (Vacc.) 


sulcatus  Defrance,  H.  (Vacc.)  vredenburgi  Kühn,  H. 
(Vacc.)  cornuvaccinum  Bronn  var.  gaudryi  (Munier-Chal- 
MAs)  Kühn,  H.  (Vacc.)  oppeli  DouvillE,  H.  (Vacc.)  athe- 
niensis  Ktenas.  Im  Maastricht  wurden  die  Arten  H.  (Vacc.) 
braciensis  SladiC-TrifunoviC  und  Pseudopolyconites  laska- 
revi  MiLOVANOviC  et  SladiC,  P.  ovalis  MilovanoviC  sowie 
Sabinien  gefunden.  An  Rändern  der  Riff-Flachbereiche 
kommen  an  mehreren  Stellen  Lumachellen  von  Exogyren 
vor.  Nahe  an  den  Riffen  wurden  auch  Horizonte  mit  der  Fo- 
raminifere  Keramosphaerina  tergestina  (Stäche)  gefunden. 
Die  Biolithe  von  oberkretazischen  Rudisten  wurden  vor  allen 
als  Biostrome  und  nur  teils  auch  als  Bioherme  gebildet. 

Am  Ende  der  Kreide  folgte  eine  Emersion  der  Karbonat- 
plattform, mit  der  kennzeichnenden  Fauna  des  oberen  Maa- 
strichts. 

Im  nordöstlichen  Teil  der  Dinariden  ist  die  pelagische  Fa- 
zies der  Oberkreide  in  Schichten  von  Kalkbrekzien,  rötlichen 
Mergeln,  rötlichen  Mergelkalken,  mit  Zwischenlagen  von 
Hornsteinen  und  Komponenten  eines  grauen  Kalkes  ent- 
wickelt. In  diesen  Schichten  sind  pelagische  Foraminiferen 
der  Gzttun^  Globotruncana  enthalten:  Globotruncana  calca- 
rata  Cushman,  G.  arca  (Gushman),  G.  stuarti  (de  Lappa- 
RENt),  G.  lapparenti  tricarinata  (Quereau)  sowie  die  leiten- 
den   Nannoplanktonformen    Tetralithus    murus    Martini, 


193 


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194 


Arkhangelskiella  cymbiformis  Vekshina,  Eiffelithus  turris- 
eiffeli  (Deflandre),  Reinhardt,  Bromsonia  parca  (Strad- 
ner),  Cretarhabdulns  crenulatus  Bramlette  et  Martini  und 
andere  (PavSiC,  1977).  Diese  Schichten,  bekannt  als  ,,Podsa- 
botin-Schichten",  erstrecken  sich  entlang  des  Nordostrandes 
der  Karbonatplattform  und  sind  nach  Pav5iC  ein  Vorgänger 
der  Flysch-Sedimentation  (Randbereiche  der  Flysch-Bek- 
ken).  Das  Meer  war  nach  PavSiC  so  tief,  daß  günstige  Bedin- 
gungen für  planktonische  Flora  und  Fauna  entstand.  Die 
Verbindung  mit  dem  offenen  Meer  war  gut  (Pav§iC,  1977, 
S.  57). 

Weiter  gegen  Nordosten  erfolgte  die  Entwicklung  der  un- 
teren Kreide  in  einer  heterogenen  Flysch-Sedimentation,  in 
welcher  abwechselnd  Ablagerungen  eines  tieferen  Meeres 
und  Flyschsedimente  zu  beobachten  sind:  Tonschiefer,  Aleu- 
rolith,  Kalkarenit,  Sandstein,  Kalk,  Einlagerungen  von 
Hornstein  und  Kalkbrekzien.  In  diesen  Schichten  wurden 
zahlreiche  Arten  der  Nannoflora  festgestellt,  worunter 
Hayasites  albiensis  Menivit  und  die  Foraminiferen  Deharina 
hahounerensis  Fourcade,  Orbitolina  conoidea  discoidea 
Gras,  Parorbitulina  lenticularis  (Blumenbach)  von  Bedeu- 
tung sind,  welche  schon  auf  den  Übergang  zum  Cenoman 
hinweisen  (PavSiC,  1979). 

In  der  Grenzzone  zwischen  den  Südalpen  und  den  Dinari- 
den  haben  wir  Flyschsedimentation  vom  Cenoman  bis  zum 
Senon,  mit  Orbitulinen  und  Globotruncanen. 

In  den  Südalpen  begann  die  Sedimentation  meistens  mit 
den  Berrias-Schichten.  Die  Tektofazies  ist  überwiegend  ein 
heterogener  Flysch,  vertreten  durch  Schichten  von  Tonschie- 
fern, Sandsteinen,  Mergeln,  Mergelkalken,  Radiolariten  und 
Zwischenlagen  eines  radiolarienführenden  Kalksteins.  In 
dem  Mergel  wurde  eine  Nannoflora  festgestellt  (Buser  et  Pav- 
SiC, 1980;  PleniCar,  1979). 

In  der  oberen  Kreide  entstand  die  Flysch-Tektofazies,  ver- 
treten durch  Schichten  mit  überwiegend  karbonatischer 
Komponente:  Kalkstein,  Mergelkalk,  Kalkstein  mit  Horn- 
stein und  Kalkbrekzie.  In  dem  Mergel  sind  Globotruncanen, 
Orbitolinen  und  eine  Nannoflora  wie  in  der  Flyschentwick- 
lung  der  Dinariden  enthalten. 

In  der  Grenzzone  und  in  den  Südalpen  schließen  wir  auf 
den  Bestand  ehemaliger  karbonatischer  Zwischenplattfor- 


men, worauf  die  Kalk-Fragmente  mit  unterkretazischer  Mi- 
krofauna  hinweisen,  aus  denen  die  oberkretazischen  Kalk- 
brekzien zusammengesetzt  sind. 

In  den  Austroalpiden  wird  die  Gosau-Entwicklung  des 
Campan  und  Maastricht  beobachtet.  In  dieser  Entwicklung 
treten  Wechsellagen  von  Rudistenkalken,  Mergeln,  Mergel- 
kalken, Tonlagen,  Kalksandsteine  und  Kalkbrekzien  auf.  Im 
oberen  Teil  der  Schichtenfolge  kommt  ein  kalkiger  Schiefer 
mit  Kohlenlagen  vor.  Die  Transgression  der  Gosau-Schichten 
war  in  dem  Gebiet  vom  Norden  gegen  Süden  fortgeschritten, 
so  daß  die  Sedimentation  in  Pohorje  im  Santon-Maastricht,  in 
den  Nord-Karawanken  aber  erst  im  Maastricht  begann. 

Zwischen  den  klastischen  Gosau-Schichten  des  Gebietes 
Pohorje-Kozjak  bestehen  vereinzelte  Riffe  (patch-reefs)  mit 
Fiippuriten:  Hippurites  (Orb.)  colliciatus  (Woodward),  H. 
(Vacc.)  inaequicostatus  Münster,  H.  (Vacc.)  tauriscorum 
KuEHN  und  Radiolites  styriacus  Zittel.  In  den  klastischen 
Schichten  sind  die  Foraminiferen  Acordiella  conica  Farinac- 
ci,  Cuneolina  pavonia  parva  Henson,  Dyciclina  schlumber- 
geri  Munier-Chalmas,  Globotruncanen  und  Nannoflora 
enthalten. 

In  den  nördlichen  Karawanken  sind  Hippuriten-Riffe  aus- 
gebildet, mit  folgenden  Arten:  Hippurites  (Vacc.)  ultimus 
MilovanoviC,  H.  {Vacc.)  braciensis  SladiC-TrifunoviC,  H. 
(Vacc.)  latus  var.  maior  Toucas,  H.  (Vacc.)  archiaci  Mu- 
nier-Chalmas, H.  (Orb.)  radiosus  Des  Moulin.  Hinter  und 
teils  auf  den  Hippuriten-Riffen  konnten  Korallen  gedeihen, 
mit  folgenden  Gattungen:  Aulosmilia,  Dasmiopsis,  Rennen- 
sismilia,  Conicosmilotrochus,  Stephanosmilia,  Acrosmtlia  und 
Cunnolttes  (TurnSek,  1978). 

Die  Kreide-Schichten  in  Slowenien  sind  teils  auf  einer  Kar- 
bonatplattform und  zum  Teil  in  Trögen  und  Becken  auf  Kon- 
tinentalkruste der  Adriatischen  Tafel  entstanden.  Diese  Tafel 
wurde  im  Känozoikum  noch  stark  tektonisch  beansprucht. 
Wegen  der  Bruch-  und  Deckentektonik  sind  die  Kreide- 
schichten in  eine  sekundäre  Lage  gekommen.  Sie  wurden 
mehrfach  von  starker  Erosion  ergriffen  und  sind  deshalb  -  be- 
sonders in  den  Südalpen  und  den  Austroalpiden  -  nur  noch  in 
kleineren  Flächen  erhalten. 


SCHRIFTENVERZEICHNIS 


Buser,  S.  et  PavSiC,  J.  (1980):  Spodnjekredne  plasti  v  srednji  Sloveni- 
ji.  -  Simpozijum  iz  regionalne  geologije  i  paleontologije.  -  100 
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195 


Zitteliana 

10 

195-199 

München,  I.Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

Der  ältere  Teil  der  Liburnischen  Formation 
in  den  NW-Dinariden 

Von 
RAJKO  PAVLOVEC  &  MARIO  PLENICAR-) 

Mit  3  Abbildungen  im  Text 


ABSTRACT 


The  lowermost  part  of  the  Liburnian  Formation,  the 
Vreme  beds,  are  nowadays  allocated  to  the  Uppermost  Maa- 
strichtian.  They  are  characterized  by  grey  bedded  iimestones 
with  some  intercalations  of  breccias,  coals  and  coaly  shales, 
carrying  foraminifera  Hke  Rhapydionina  libumica,  Mont- 
charmontia  appenninica,  mihohds  etc.  in  abundance,  fur- 
thermore  bivalves,  belonging  to  the  genus  Gyropleura. 

At  a  Hmited  number  of  locations  in  the  Western  Dinarides  it 
could  be  observed  that  the  Vreme  beds  overhe  Rudist  hme- 
stones.  Some  beds  within  the  Rudist  limestone  do  not  carry 
rudists,  however  microfossils,  similar  to  those  of  the  Vreme 
beds  could  be  identified.  Therefore  the  possibility  cannot  be 
ruled  out  that  the  Rudist-  and  the  Vreme  facies,  were  deposi- 
ted  simultanously  at  least  in  part.  The  Vreme  beds  were,  de- 


posited  in  a  shallow  marine  environment,  near  shore,  in  em- 
bayments  or  even  lagoons.  The  high  content  of  organicmatter 
in  the  coal  beds  indicates  a  strong  terrestrial  influence,  Sedi- 
mentation possibly  taking  place  ander  limnic  to  brackish 
conditions.  The  rudist  biostromes  flourished  in  near  shore 
shallow  water.  In  the  Rudist  limestone  beds  are  intercalated 
which  look  like  Vreme  beds,  this  allows  the  conclusion  that 
behind  the  rudist-biostromes  partly  closed  lagoons  existed. 
The  change  in  Sedimentation  which  caused  the  disappearance 
of  the  rudists  may  indicate  minor  orogenetical  movements. 
The  intensity  of  these  movements  became  stronger  after  the 
deposition  of  the  Vreme-beds.  Subsequent  Kozina  beds  usu- 
ally  begin  with  breccias. 


KURZFASSUNG 


Der  älteste  Teil  der  Liburnischen  Formalion,  die  Vreme- 
Schichten,  werden  heutzutage  ins  jüngste  Maastricht  gestellt. 
Charakteristisch  für  diese  Schichten  sind  graue,  bankige 
Kalke  mit  einzelnen  Breccien-Lagen  und  eingeschalteten 
Kohlen  bzw.  Kohleschiefern,  die  häufig  Foraminiferen  wie 
Rhapydionina  libumica,  Montcharmontia  appenninica,  Mi- 
lioliden  u.  a.  enthalten  sowie  Muscheln,  die  zur  Gattung  Gy- 
ropleura gestellt  werden. 

An  einigen  wenigen  Stellen  in  den  westlichen  Dinariden 
wurde  festgestellt,  daß  die  Vreme-Schichten  auf  Rudisten- 
Kalken  liegen.  Einzelne  Lagen  innerhalb  der  Rudisten-Kalke 
enthalten  keine  Rudisten,  dafür  aber  Mikrofossilien,  die  de- 
nen der  Vreme-Schichten  ähneln.  Daher  kann  die  Möglich- 


*)  R.  PavlOVEC,  M.  PleniCar,  Katedra  za  geologijo  in  paleontolo- 
gijo  Univerza  Edvarda  Kardelja  v  Ljubljani,  Askerceva  12,  61000 
Ljubljana,  Jugoslavija.  (Geologische  Abteilung,  Fakultät  für  Na- 
turwissenschaften und  Technology,  Universität  ,, Edvard  Kar- 
delj"  in  Ljubljana,  Askerceva  12,  61000  Ljubljana,  Jugoslawien). 


keit  nicht  ausgeschlossen  werden,  daß  die  Rudisten-  und  die 
Vreme-Fazies  zumindest  teilweise  gleichzeitig  entstanden 
sind.  Die  Vreme-Schichten  wurden  im  flachmarinen  Bereich 
abgelagert,  in  Küstennähe  oder  vielleicht  auch  in  Buchten 
bzw.  sogar  in  Lagunen.  Die  hohen  organischen  Gehalte  der 
Kohleeinschaltungen  deuten  auf  einen  starken  terrestrischen 
Einfluß  hin;  möglicherweise  erfolgte  die  Sedimentation  teil- 
weise im  limnischen  oder  brackischen  Milieu.  Im  seichten 
Wasser  der  Küstennähe  gediehen  die  Rudisten-Biostrome. 
Da  schon  in  den  Rudisten-Kalken  Einschaltungen  auftreten, 
die  den  Vreme-Schichten  ähneln,  können  wir  uns  hinter  den 
Rudisten-Biostromen  seichte,  teilweise  geschlossene  La- 
gunen vorstellen.  Die  Änderung  in  der  Sedimentation,  die  das 
Erlöschen  der  Rudisten  verursachte,  zeigt  kleinere  orogeneti- 
sche  Bewegungen  an,  die  allerdings  erst  nach  der  Ablagerung 
der  Vreme-Schichten  stärker  wurden.  Die  nachfolgenden 
Kozina- Schichten  beginnen  gewöhnlich  mit  Breccien. 


196 


DIE  VREME-SCHICHTEN  IN  DEN  NW-DINARIDEN 


Am  Ende  der  Kreidezeit  und  zu  Beginn  des  Tertiärs  kam  es 
im  Bereich  der  Karbonat-Plattform  der  Äußeren  Dinariden 
zu  erheblichen  Veränderungen.  Das  Gebiet,  das  sich  das 
ganze  Mesozoikum  hindurch  unter  dem  Meeresspiegel  be- 
fand, begann  sich  aus  dem  Meer  zu  heben.  Das  frühere,  bis 
200  m  tiefe  Schelfgebiet  wurde  seicht,  es  verwandelte  sich 
stellenweise  in  Lagunen,  wurde  brackisch  und  gelangte  sogar 
unter  Süßwassereinfluß. 

Die  Sedimente,  welche  während  der  Zeit  dieser  Hebung 
entstanden  sind,  wurden  von  einigen  Forschern  schon  zum 
Tertiär  gerechnet,  von  anderen  jedoch  noch  zur  Kreide  ge- 
stellt. Beide  Gesichtspunkte  spiegeln  nicht  nur  das  damalige 
geologische  Geschehen  wider,  sondern  helfen  uns  auch  bei 
der  Bestimmung  der  stratigraphischen  Zugehörigkeit  dieser 
Ablagerungen. 

Als  erster  untersuchte  diese  Schichten  zwischen  den  Jahren 
1850  und  1869  G.  Stäche.  Er  zählte  sie  zur  sogenannten  Li- 
burnischen  Stufe  oder  zum  Protozän.  Hierher  stellte  er  alle 
Schichten  zwischen  den  Hippuritenkalken  der  oberen  Kreide 
und  den  eozänen  Nummuliten-  bzw.  den  Alveolinenkalken. 
Seine  neue  Stufe  gliedene  er  in  drei  Untersmfen:  Die  unteren 
Foraminiferenkalke,  die  Kozina-Schichten  und  die  oberen 
Foraminiferenkalke.  Während  die  tertiären  Kozina-Schich- 
ten und  die  oberen  Foraminiferenkalke  in  den  gesamten  Äu- 
ßeren Dinariden  von  Istrien  bis  zum  Küstengebiet  der  Crna 
Gora  verbreitet  sind,  sind  die  unteren  Foraminiferenkalke  auf 


Ljubijana 


O  Postojna 


Abb.  1.     Der  Bereich  der  Vreme-Schichten  in  den  NW-Dinariden. 


den  nordwestlichen  Abschnitt  begrenzt,  und  zwar  auf  das 
Gebiet  des  Triestiner  Karst.  Sie  boten  auch  stratigraphisch  die 
meisten  Probleme. 

Im  Jahre  1963  bezeichnete  R.  Pavlovec  den  unteren  Teil 
der  Liburnischen  Formation  als  Vreme-Schichten  nach  der 
Ortschaft  Vremski  Britof  südöstlich  von  Divaca,  wo  sich  die 
klassischen  Fundorte  befinden,  an  denen  auch  Steinkohlen- 
flöze auftreten.  Die  Kohle,  die  in  den  Vreme-Schichten  auch 
anderwärts  auf  dem  Triestiner  Karst  vorkommt  (z.  B.  beiBa- 
zovica,  Lipica,  Kozina,  Rodik),  wurde  bei  Vremski  Britof 
über  ein  Jahrhundert  lang  ausgebeutet. 

Die  Schichten  der  Liburnischen  Formation  in  den  Nord- 
west-Dinariden  wurden  von  zahlreichen  Geologen  durch- 
forscht, darunter  von  M.  Munier-Chalmas,  T.  Lipparini, 
M.  Salopek,  C.  d'Ambrosi,  B.  Martinis,  M.  Hamrla, 
R.  Pavlovec,  M.  PleniCar,  G.  Bignot  und  anderen.  Für  die 
biostratigraphische  Datierung  der  Vreme-Schichten  sind  be- 
sonders die  marinen  Kalke  mit  Foraminiferen  und  Muscheln 
von  Bedeutung.  Unter  den  Foraminiferen  ist  die  Art  Rhapy- 
dionina  libiirnica  besonders  wichtig.  Die  Muscheln  gehören 
nach  M.  Munier-Chalmas  (1882)  zu  den  Rudisten  aus  den 
Gattungen  Sphuerulites  und  Apricardia.  Nach  M.  Hamrla 
(1959)  befinden  sich  die  Rudisten  dieser  Schichten  in  primärer 
Lage.  M.  PleniCar  (1961)  und  G.  Bignot  (1972)  erwähnen 
die  Gattung  Gyropleura,  die  auch  zu  den  Rudisten  gehört. 
Deshalb  haben  die  erwähnten  Forscher  die  Vreme-Schichten 
in  die  Kreide  eingestuft. 

Forschungen  der  letzten  Jahre  haben  das  kretazische  Alter 
dieser  Schichten  bestätigt.  Interessant  aber  ist  noch  die  Frage 
nach  den  paläoökologischen  Verhältnissen,  in  denen  die  Ru- 
disten und  die  übrige  Fauna  und  Flora,  die  wir  in  den  Vreme- 
Schichten  vorfinden,  gelebt  haben.  G.  Bignot  (1972,  232) 
vertritt  die  Meinung,  daß  in  den  Vreme-Schichten  drei  oder 
noch  mehr  Horizonte  mit  Schalen  von  Muscheln  der  Gattung 
Gyropleura  (oder  Apricardia)  auftreten.  Charophyten  und 
einige  Foraminiferen  (Discorbidae  und  andere)  weisen  auf  ei- 
nen verminderten  Salzgehalt  hin.  Rhapydionina  libumica 
lebte  wahrscheinlich  in  der  neritischen  Zone  nahe  der  Küste  in 
warmem  Wasser  mit  normalem  oder  etwas  geringerem  Salz- 
gehalt. Aus  alledem  schließt  G.  Bignot,  daß  wir  es  bei  den 
Vreme-Schichten  vermutlich  mit  einer  Thanatozönose  zu  tun 
haben,  in  welcher  lagunäre  und  marine  Organismen  mitein- 
ander vermischt  sind. 

Werm  wir  diese  Angaben  mit  anderen  vergleichen,  ergibt 
sich  folgendes  Bild.  M.  Hamaoui&E.  Fourcade  (1973,  386) 
halten  die  Gattung  Murciella  (=  Raadshoovenia  cuvillieri 
nach  G.  Bignot,  1972,  216;  siehe  K.  Drobne,  1981,  91)  für 
eine  Foraminifere  aus  dem  wellengeschützten  Teil  der  Kar- 
bonat-Plattform. Sie  lebte  in  ruhigem  und  sehr  seichtem  Was- 
ser nahe  der  Küste,  wo  auch  Oogonien  von  Charophyten  und 
Discorbidae  aufscheinen.  Rhapydionina  tritt  nach  Angaben 
der  erwähnten  Autoren  (S.  384)  in  Biomikriten  oder  Intra- 
biomikriten  auf,  die  in  geringerer  Tiefe  und  in  Wasser  mit  hö- 
herer Energie  sowie  höherem  Salzgehalt  entstanden  sind. 
Auch  verwandte  Formen  (Raadshoovenia  guatemalensis, 
J.  Fleury,  1977,  81-82)  stammen  aus  seichtem  und  warmem 
Wasser,  in  dem  Biomikrite  mit  Bruchstücken  von  Rudisten 


197 


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8 


Abb.  2.     Das  Modell  des  Sedimentationsraumes  der  Vreme-Schichten 

1 :  Rudistenkalk.  2:  Bioherm  mit  Hippuriten.  3:  Vorriff-Bildungen.  4:  Breccie  an  der  Basis  der  pelagischen 

Sedimente.  5:  Pelagische  Sedimente.  6:  Vreme-Schichten.  7:  „Patch-reef"  mit  Biradioliten.  8:  Die  Küste. 


und  anderen  Muscheln  entstanden  sind  (subtidal),  oder  sie 
kommen  in  Biomikriten  beziehungsweise  Biospariten  vor, 
die  auf  sehr  häufige  Hebungen  hinweisen  (intertidal  oder  so- 
gar supertidal).  Derselbe  Autor  (J.  Fleury,  1970,  35;  1979, 
24)  gibt  an,  daß  die  Schichten  mit  Rhapydionina  in  ,,poorly 
washed  biosparite",  in  seichten  Meeresgründen  mit  zeitweili- 
ger Emersion  abgelagert  worden  sind.  Auch  die  Milioliden, 
besonders  die  Gattungen  Quinqueloculina,  Triloculina  und 
Spiroloculina,  die  auch  in  den  Vreme-Schichten  häufig  auftre- 
ten, sprechen  für  seichtes  Wasser  (M.  Kaever,  1970,  341). 

Die  Schichten  mit  Rhapydionina  liburnica,  Dicyclina 
schlumhergeri,  Accordiella  conica,  Nummoloculina,  Mont- 
charmontia  appennimca  weisen  eine  feinkörnige  sparitische 
Grundmasse  auf  (K.  Drobne,  1981,  88).  Aus  alledem  folgt, 
daß  sich  die  Vreme-Schichten  in  einem  sehr  seichten  und 
warmen  Meer  entwickelt  haben,  wahrscheinlich  sogar  hinter 
einem  Rudistengürtel.  Zweifellos  ist  in  ihnen  wenigstens 
teilweise  eine  Vermengung  der  Fauna  und  Flora  erfolgt  (Tha- 
natozönose). 

In  den  letzten  Jahren  fanden  wir  in  den  Vreme-Schichten 
einige  interessante  Profile,  die  wir  mit  dem  klassischen  Profil 
bei  Vremski  Britof  und  Profilen  zwischen  Senozece  und  Di- 


vaca  verglichen.  Im  Profil  aus  dem  Tal  der  Rasa  tritt  im  oberen 
Teil  der  Vreme-Schichten  ein  rund  50  cm  rhächtiger  Kalkho- 
rizont auf,  in  dem  neben  Muscheln  der  Gattung  Gyropleura 
auch  zahlreiche  Vertreter  der  Gattung  Biradiolites  vorkom- 
men. Unter  anderem  tritt  wahrscheinlich  die  Art  Biradiolites 
fissicostatus  auf,  die  für  das  Maastrichtien  der  Crna  Gora  cha- 
rakteristisch ist.  Unter  diesem  Horizont  liegen  eine  Schicht 
mit  Rhapydionina  liburnica  und  mehrere  Horizonte  mit  Mu- 
schelschalen der  Gattung  Gyropleura.  Aus  alledem  schließen 
wir,  daß  die  Rudisten  des  Maastrichts  noch  zur  Zeit  des  Ent- 
stehens der  Vreme-Schichten  gelebt  haben. 

Bei  der  Untersuchung  des  Profils  im  Rasatal  und  anderer 
Profile  der  Vreme-Schichten  gelangten  wir  zur  Überzeugung, 
daß  die  Schalen  von  Gyropleura  von  Strömungen  in  wellen- 
geschützte Areale  eingeschwemmt  wurden,  wo  sie  sich  an  der 
Bildung  von  Thanatozönosen  beteiligten.  Für  einen  derarti- 
gen Transport  spricht  die  linsenförmige  Einlagerung  der 
Schichten  mit  Gyropleura.  Auch  der  gemeinsame  Fundort 
der  Biradioliten  und  Gyropleuren  im  Profil  aus  dem  Rasatal 
weist  vermutlich  auf  eine  Thanatozönose  hin.  Die  Biradioli- 
ten bauen  nämlich  Biostrome  bzw.  Bioherme  auf,  während 
die   Gyropleuren   höchstwahrscheinlich   mehr   im   Boden- 


Abb.  3.     Das  Profil  des  Sedimentationsraumes  der  Vreme-Schichten. 


198 


schlämm  eingegraben  waren.  Durch  Strömungen  wurden 
beide  Muschelarten  vermischt,  doch  lebten  die  Biradioliten 
wohl  in  der  Nähe  der  Gyropleuren,  weil  ihre  Schalen  noch 
gut  erhalten  sind.  Vielleicht  haben  die  Biradioliten  eine  flache 
Barriere  aufgebaut,  hinter  der  die  Lagune  lag,  in  welcher  sich 
die  Vreme-Schichten  entwickelten.  Der  Horizont  mit  Bira- 
dioliten und  Gyropleuren  liegt  stratigraphisch  sehr  hoch  im 
Maastrichtien.  Unter  diesem  Horizont  gibt  es  noch  mehrere 
marine  Kalke  mit  Gyropleuren  und  Foraminiferen  der  Gat- 
tung Rhdpydiomna  in  einer  Mächtigkeit  von  rund  150  m, 
doch  befinden  sich  in  ihnen  keine  BiradioUten.  Der  jüngere 
Teil  der  Vreme-Schichten  enthält  auch  eine  synsedimentäre 
Breccie.  Sie  weist  auf  tektonische  Unruhen  hin,  welche  die 
Unterbrechung  der  Sedimentation  zwischen  den  Vreme-  und 
Kozina-Schichten  und  auch  häufige  synsedimentäre  Breccien 
in  den  Kozina-Schichten  zur  Folge  hatten.  Im  Hinblick  dar- 
auf, daß  Rudisten  häufig  im  Horizont  mit  Gyropleuren  auf- 
treten, schließen  wir  auf  das  Vorhandensein  von  Biolithiten 
mit  Biradioliten  (,,patch  reef")  im  Bereich  der  Lagune.  Die 
Rudisten  wurden  nach  ihrem  Absterben  in  die  Vreme-Schich- 
ten eingebettet. 


Auch  die  Gyropleuren  und  Foraminiferen  (zahlreiche  Mi- 
lioliden  und  Rhapydionina  liburnica)  wurden  postmortal 
verfrachtet.  In  den  Vreme-Schichten  treffen  wir  einge- 
schwemmte Gyropleuren  und  auch  Foraminiferen  an,  worauf 
ins  einzelne  gehende  Beobachtungen  in  der  Umgebung  von 
Divaca  hinweisen.  In  einigen  Teilen  der  Vreme-Schichten 
(z.  B.  in  den  Schichten  21  und  22  des  Profils  L  bei  Vremski 
Britof;  M.  Hützl  &  R.  Pavlovec,  1979,  1981,  femer  auch 
bei  Vrapce)  sind  die  Rhapydioninen  außerordentlich  zahl- 
reich und  gut  erhalten.  Emzig  und  allem  m  diesen  Schichten 
befinden  sich  die  Foraminiferen  wahrscheinlich  noch  in  pri- 
märer Lage. 

An  wenigen  Stellen  der  Westdinariden  wurde  festgestellt, 
daß  die  Vreme-Schichten  den  Rudistenkalken  (Biolithiten) 
aufliegen.  Meistens  ist  der  Kontakt  nicht  sichtbar.  In  einigen 
Teilen  der  Rudistenkalke,  in  denen  die  genannten  Muscheln 
fehlen,  treten  ähnliche  Mikrofossilien  wie  in  den  Vreme- 
Schichten  auf  (M.  PleniCar  &  R.  Pavlovec,  1981).  Solche 
Mikrofossilien  kommen  seltener  zusammen  mit  Rudisten 
vor.  Deshalb  schließen  wir  die  Möglichkeit  nicht  aus,  daß  sich 
mindestens  stellenweise  die  Rudisten-  und  Vreme-Fazies 
gleichzeitig  entwickelt  haben. 


SCHLUSSWORT 


Die  Vreme-Schichten  entstanden  im  jüngsten  Abschnitt 
des  Maastrichtien  in  seichtem  und  warmem  Wasser,  in  dem 
Strömungen  und  Wellengang  vorherrschten.  A.  Pol'^ak's 
Modell  (1981 ,  448)  der  Kreidebiolithite  für  die  Inneren  Dina- 
riden  können  wir  auch  auf  die  Entstehung  der  Vreme-Schich- 
ten und  der  Rudistenbiolithite  anwenden.  In  den  küstenna- 
hen Lagunen  entstanden  die  Vreme-Schichten  unter  erhebli- 
chem Einfluß  des  Festlandes  (Kohle).  Stellenweise  gediehen 
in  diesem  Bereich  Bioherme  mit  Biradioliten  (,,patch  reef"). 
Zum  offenen  Meer  hin  lag  eine  Barriere-artiger  Rudistengür- 
tel.  In  von  der  Küste  entfernteren  Teilen  entstanden  hingegen 


pelagische  Sedimente  (Podsabotiner  Schichten,  teilweise  auch 
Fiysch  und  flyschähnliche  Schichten). 

Die  Gyropleuren  und  Rhapydioninen  befinden  sich  nur 
selten  in  primärer  Lage.  Besonders  die  Horizonte  mit  Gyro- 
pleuren und  Biradioliten  bzw.  Gyropleuren  und  Rhapydio- 
ninen können  als  Thanatozönosen  gedeutet  werden. 

Nach  der  Ablagerung  der  Vreme-Schichten  kam  es  zu  einer 
Schichtunterbrechung.  Auf  sie  folgten  die  marinen,  bracki- 
schen oder  sogar  limnischen  Sedimente  der  Kozina-Schich- 
ten. 


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201 


Zitteliana 

10 

201-206 

München,  1.  Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

Flachwasserkarbonate  der  Unterkreide  im  dinarischen 
Karstgebiet  entlang  der  jugoslawischen  Adriaküste 

Von 
JOSIP  TISLJAR,  IVO  VELIC  &  BRANKO  SOKAC'O 

Mit  3  Abbildungen 


KURZFASSUNG 


Die  Flachwasserkarbonate  der  Unterkreide  im  Adria-Kü- 
stengebiet  zeigen  sehr  große  Ähnlichkeit  in  der  Litho-  und 
Biofazies  und  damit  in  der  Beurteilung  des  Ablagerungsmi- 
lieu. Die  Karbonate  wurden  im  inneren  Bereich  einer  weit- 
ausgedehnten Plattform  gebildet. 

Folgende  Lithofaziestypen  und  die  entsprechenden  Abla- 
gerungsmilieu wurden  ausgeschieden: 

Lithofazie  A:  (oberhalb  des  Hochwasserniveaus  mit 
zeitweiligen  Auftauchphasen; 

Lithofazies  B:  Im  Gezeitenbereich  bis  oberes  Subtidal; 
Lithofazies  C:  Lagunen  und  "back-reef'-Bereich; 
Lithofazies  D:  bewegtes  Flachwasser  und  riff umge- 
bende Bereiche; 
Lithofazies  E:  spätdiagenetische  Dolomite. 

Litho  faziestyp  C:  ist  vorherrschend;  Typ  B  ist  häufig,  je- 


doch Typ  A  und  B  sind  seltener.  Dolomite  (Lithofaziestyp  E) 
wird  stellenweise  sehr  mächtig. 

Die  Untersuchungen  haben  gezeigt,  daß  auf  der  Plattform 
zur  Kreidezeit  die  Faziesbereiche  nicht  gleichzeitg  abgelagert 
wurden,  also  zu  stratigraphischen  Zwecken  nicht  geeignet 
sind.  Gleiche  Faziestypen  erscheinen  an  unterschiedlichen 
Lokalitäten  zu  unterschiedlichen  Zeiten;  es  kommt  dabei  zu 
periodischen  Wiederholungen  von  Faziestypen.  Unter- 
schiedliche Mächtigkeiten  der  Faziestypen  wurden  weitge- 
hend gesteuert  durch  Häufigkeiten  von  Auftauch-Erschei- 
nungen  und  schwankende  Sedimentationsraten  im  Gezeiten- 
bereich. Diese  Bedingungen  können  auf  eine  sehr  schwache 
Neigung  des  inneren  Teils  der  Plattform  zurückgeführt  wer- 
den, die  ungleichmäßig  absinkt;  ebenso  können  Oscilationen 
des  Meeresspiegels  solche  Differenzierungen  bewirken. 


ABSTRACT 


Detailed  local  studies  and  regional  correlation  of  the  Lower 
Cretaceous  shallow  water  carbonates  in  the  Adriatic  coastal 
region  show  a  high  similarity  in  lithofacial,  biofacial  and 
paleoenvironmental  characteristics.  The  carbonates  were  ge- 
neral  formed  in  the  inner  part  of  a  large  carbonate  platform. 
The  following  lithofacies  and  corresponding  depositional  en- 
vironments  were  separated: 

Lithofazies  A:  supratidal  with  temporary  emersions; 

Lithofacies  B:  intertidal  to  shallow  subtidal; 

Lithofacies  C:  lagoons,  back-reefs  and  resticted  sho- 

als; 

Lithofacies  D:  shoals  with  agitated  water  and  patch- 

reefs; 

Lithofacies  E:  late-diagenetic  dolomites. 


"■)  J.  TiSlJAR,  Fakultät  für  Bergbau,  Geologie  und  Erdölwesen  der 
Universität  Zagreb,  Pierottijeva  6,  Postfach  186,  YU-41000  Za- 
greb; I.  VeliC,  B.  SokaC,  Institut  für  Geologie  der  Universität 
Zagreb,  Sachsova  2,  YU-41000  Zagreb. 


Lithofacies  C  is  predominant,  B  is  frequent,  but  A  and  D 
are  rare.  Late-diagenetic  dolomites  (Lithofacies  E)  sometimes 
could  be  frequent  and  locally  very  thick. 

Lithological,  structural,  textural,  diagenetic  and  genetic 
properties,  depositional  environments  and  different  thickness 
of  the  same  lithofacies  suggest  the  following  conclusions:  in 
various  places  of  the  Lower  Cretaceous  carbonate  platform 
certain  depositional  environments  did  not  occur  at  the  same 
time,  or,  if  they  occured,  they  did  not  last  for  the  same  period 
of  time.  Nevertheless,  same  environments  existed  in  various 
places,  at  various  times,  and  at  the  same  place  particular  envi- 
ronments were  periodicaly  repeated  within  various  time  in- 
tervals. 

Such  circumstances  caused  lateral  and  vertical  lithofacial 
changes,  various  depositional  thicknesses  and  rhythmical  and 
cyclic  Sedimentation.  The  various  lithofacial  thicknesses  were 
mostly  affected  by  emersions,  their  frequency  and  duration, 
and  the  relatively  low  rate  of  Sedimentation  in  the  intertidal 


202 


Zone.  These  conditions  of  Sedimentation  could  be  attributed 
to  the  very  gentle  inclination  of  the  inner  part  of  platform, 
nonuniform  sinking  and  to  different  sedimentation-rate. 
Even  small  differences  in  the  balace  of  these  factors,  as  well  as 


the  oscilations  of  the  sea  level,  could  cause  the  changes  in  the 
depositional  environments  at  comparatively  small  distances 
within  the  supratidal  -  intertidal  -  subtidal  -  lagonal-back 
reef-  reef  zones. 


EINLEITUNG 


Die  Unterkreide  im  Dinarischen  Karstgebiet  von  der  Halb- 
insel Istrien  bis  Dubrovnik  wurde  über  mehrere  Jahre  lithofa- 
ziell,  sedimentologisch,  biostratigraphisch  und  paläontolo- 
gisch intensiv  untersucht.  Dieses  Hochkarstgebiet  der  Adria- 
küste  einschließlich  der  Inseln  ist  etwa  550  km  lang  und  zwi- 
schen 60  bis  140  km  breit  (Abb.  1).  An  der  Oberfläche  domi- 
nieren Kreidesedimente.  Seltener  sind  jurassische  und  sehr 
selten  triassische  Ablagerungen  aufgeschlossen. 


In  dieser  Arbeit  werden  nur  die  Ergebnisse  der  lithofaziel- 
len  und  sedimentologischen  Untersuchungen  der  Unterkrei- 
dekarbonate zusammengefaik.  Es  hat  sich  gezeigt,  daß  bio- 
stratigraphisch innerhalb  des  Unterkreidegebietes  eindeutig 
zwischen  7  und  9  litho-  und  biostratigraphischen  Einheiten 
unterschieden  werden  können.  Diese  entsprechen  chrono- 
stratigraphisch:  Berrias,  Valendis,  Hauterive,  Barreme,  Un- 
ter- und  Oberapt,  Unter-  und  Oberalb  und  Vrakon  (siehe  Ve- 
Lic,  TiSljar  &  SokaC,  1979). 


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MEER 

Abb.  1 .     Geologische  Skizze  der  Unterkreide  im  Dinarischen  Karstgebiet  mit  im  Text  erwähnten  Fundor- 
ten, 


LITHOFAZIELLE  UND  SEDIMENTOLOGISCHE  EIGENSCHAFTEN 


Die  Unterkreidesedimente  im  Dinarischen  Karst  sind  ein 
Teil  der  kontinuierlichen  Ablagerung  der  mesozoischen  Kar- 
bonatgesteine (mit  stellenweisen  Emersionen)  von  der 
Ober-Trias  bis  zum  Ende  der  Kreidezeit.  Ihre  Mächtigkeit 
variiert  zwischen  750  und  1150  m.  Im  allgemeinen  sind  es 
Flachwasserkarbonate,  die  sich  auf  einer  großen  Karbonat- 
Plattform  abgelagert  haben. 

Innerhalb  dieses  großen  Flachmeer-Ablagerungsgebietes 
sind  einzehie  genau  definierbare  Ablagerungsmilieus,  bzw. 
Lithofaziestypen  zu  unterscheiden: 

-  Lithofazies  A:  oberhalb  des  Hochwasserniveaus  mit 
zeitweiligen  Emersionen  (,, supratidal  with  temporary 
emersions"); 


-  Lithofazies  B:  Gezeitenbereich  und  Watten  (,, intertidal 
und  shallow  subtidal"); 

-  Lithofazies  C:  Lagunen  und  ,,back  reef"-Bereich; 

-  Lithofazies  D:  bewegte  Flachsee  und  ,,perireefal  sho- 
als"-Bereich; 

-  Lithofazies  E  spätdiagenetische  Dolomite. 

Die  Mächtigkeit  und  Häufigkeit  der  einzelnen  Lithofa- 
zies-Typen  und  ihre  vertikale  und  horizontale  Verbreitung 
sind  in  der  Unterkreide  nicht  überall  gleich  (Abb.  2). 

Am  häufigsten  kommt  die  Lithofazies  C  vor.  Ziemlich  häu- 
fig, aber  in  geringerer  Mächtigkeit  erscheint  die  Lithofazies  B. 
Lithofazies  A  und  D  kommen  seltener  vor,  ihre  Mächtigkei- 
ten und  laterale  Verbreitung  sind  geringer.  Lithofazies  E  ist  an 


203 


CENOMAN 


VR  AGONIEN 


BARRE ME 


HAUTERIVE 


VALENDIS 


BERRIASIEN 


T  IT  HON 


Abb.  2.  Vertikale  und  horizontale  Verbreitung  der  Lithofaziestypen  in  der  Unterkreide  im  Dinarischen 
Karstgebiet:  A  =  „supratidal"  mit  zeitweiligen  Emersionen;  B  =  Gezeitenbereich  und  Watten;  C  =  Lag- 
unen und  „back  reef'-Bereich;  D  =  bewegte  Flachsee  und  „perireefal  shoals";  E  =  spätdiagenetische  Do- 
lomite. 


vielen  Lokalitäten  vertreten,  sehr  häufig  im  Berriasien,  Alb 
und  Vrakon. 

1.  Lithofazies  C,  (Lagunen  und  „back  reef'-Bereich) 
finden  wir  im  gesamten  Dinarischen  Karst  in  allen  tektoni- 
schen  Einheiten  (Abb.  2).  Sie  ist  besonders  für  das  Valendis, 
Hauterive,  Unterapt  und  Unteralb  charakteristisch.  Im  all- 
gemeinen wechselt  sie  häufig  mit  Kalken  der  Lithofazies  B, 
selten  mit  A  oder  mit  Dolomiten  der  Lithofazies  E  ab.  In  der 
Regel  haben  die  Kalke  der  Lithofazies  C  die  größte  Mächtig- 
keit und  laterale  Verbreitung.  Sie  sind  überwiegend  aus  Mi- 
kriten,  Biomikriten  und  Onkoidkalken,  seltener  aus  onkoid- 
reichen  Intraspariten  zusammengestzt.  Alle  diese  Kalke  sind 
durch  Akkumulation  von  Kalkschlamm  und  Kalkdetritus  im 
flachen  und  ruhigen  Wasser  mit  niedrigem  Energie- Index  und 
erhöhter  Salinität  entstanden.  Auf  die  erhöhte  Salinität  der 
Lagunen  und  der  ruhigen  Flachseen  („back  reef")  weist  das 
Gefüge  der  Onkoide  und  die  Flora  und  Fauna  hin.  Es  finden 
sich  Elemente  sogenannter  „restricted  marine  environ- 
ments":  Grünalgen  (vor  allem  Dasycladaceen,  seltener  Co- 
diaceen),  Blaugrünalgen  in  Onkoid-Formen,  Schnecken, 
Ostracoden,  benthonischen  Foraminiferen  mit  internsiver 
Mikritisierung  (Milioliden,  Verneuiliniden,  Orbitoliniden); 
in  den  älteren  Schichten  auch  Favreinen. 


In  der  Lithofazies  C  findet  sich  häufig  eine  rhythmische 
Wechselablagerung  von  Mikriten/Biomikriten  und  Onkoid- 
kalken, die  infolge  der  schwankenden  Karbonatablagerungs- 
rate entstanden  ist  (TiSljar,  im  Druck).  In  der  Zeit  geringerer 
Schlammablagerung  wurden  günstige  Bedingungen  für  eine 
üppige  Entwicklung  der  Blaugrünalgen  und  für  die  Entste- 
hung von  Onkoiden  geschaffen.  Es  überwiegen  ,,algal 
baH"-Onkoide,  die  durch  das  Haften  des  Schlammes  auf  dem 
Schleim  und  den  Fasern  der  Blaugrünalgen  entstanden  sind. 
Sie  wuchsen  in  Form  von  kleinen  Büschen.  Sehr  häufig  gibt  es 
Onkoidkalke,  die  aus  großen  Onkoiden,  s.  g.  ,,Makroiden", 
geformt  wurden.  Ihr  Entstehen  erklärt  sich  durch  Algen,  wel- 
che Bacinella-  und  Schneckenreste  inkrustieren  (TiSljar, 
1979).  Selten  kommen  Onkoide  mit  mehr  oder  weniger  glatt 
umlaufendem  Schalenbau  (,,SS-C"-Onkoide)  vor. 

Die  Morphologie  und  der  Aufbau  der  Onkoide  ist  ein  cha- 
rakteristischer Indikator  für  eingeschränktes  Milieu  im  La- 
gunen- und  ,  ,back  reef'-Bereich  mit  schwacher  Intensität  der 
Kalkschlammablagerung.  Denn  bei  verstärkter  Schlamm- 
ablagerung ist  die  Entwicklung  von  Blaugrünalgen  und  von 
Onkoiden  infolge  der  Zuschüttung  nicht  mehr  möglich. 

Der  Lithofazies  C  gehören  noch  zwei,  für  die  äußeren  Di- 
nariden  typische  bio-  und  lithofazielle  Einheiten  an,  die  man 


204 


als  beständige  Horizonte  entlang  des  ganzen  Dinanschen 
Karst  verfolgen  kann:  die  „Unteren  Orbitolinenkalke",  (Be- 
ginn des  Unterapts)  und  die  „Oberen  Orbitolinenkalke", 
(Unteralb): 

„Die  Unteren  Orbitolinenkalke"  (VeliC  &  SokaC,  1978) 
bestehen  aus  dickgebankten  Mikriten  und  Biomikriten  sowie 
Onkoidkalken.  Sie  enthalten  Orbitolinen  {Praeorbitonina 
cormyi  Schroeder,  P.  wienandsi  Schroeder,  Orbitolina 
(Mesorbitolina)  lotzei  Schroeder),  Bacinellen,  Schnecken, 
Milioliden  und  Makroide. 

Die  ,, Oberen  Orbitolinenkalke"  sind  überwiegend  aus 
Biomikriten,  Biospariten  und  Onkoidkalken  mit  Mesorbito- 
linen  (Orbitolina  (Mesorbitolma)  texana  texana  Roemer,  O. 
(M.)  texana  parva  Douglass,  O.  (M.)  texana  minuta  Dou- 
GLASS)  und  Cuneolinen  (Cuneolina  pavonia  d'Orb.)  zusam- 
mengesetzt. 

2.  Lithofazies  B,  (Gesteine  des  Gezeitenbereichs  und 
der  Watten-, ,intertidal  to  shallow  subtidal")  kommen  sehr 
häufig  vor,  wir  finden  sie  aber  nicht  immer  an  allen  Lokalitä- 
ten und  in  allen  biostratigraphischen  Einheiten  (Abb.  2).  Ihre 
Mächtigkeit  und  Häufigkeit  variiert  sehr  von  Lokalität  zu 
Lokalität  und  von  Einheit  zu  Einheit.  Im  allgemeinen  wech- 
selt sie  am  meisten  mit  den  Kalken  der  Lithofazies  C  und  A 
ab. 

Lithofazies  B  ist  aus  einer  Wechsellagerung  von  Mikri- 
ten/Biomikriten  mit  Fenstergefüge  (,,birds  eyes"),  Peloid- 
kalken  und  LLH-Stromatolithen  zusammengesetzt. 

Der  Zyklus  Mikrit  -  Intrasparit/Biosparit  -  Peloidkalk  - 
LLH-Stromatolith  ist  typisch  für  die  Lithofazies  B.  Die  Zy- 
klen sind  als  ,,peritidal" -Fluktuationen  interpretierbar.  Wel- 
lige stromatolithische  Strukturen,  Bioturbationen,  Trocken- 
risse und  Fenstergefüge  charakterisieren  diese  Lagen.  Die 
Lamination  ist  die  Folge  einer  Wechsellagerung  mikritischer, 
pelmikritischer  und  pelsparitischer  Lagen  mit  den  stromatoli- 
thischen  Bildungen.  Als  Folge  einer  Menge  parallel  orientier- 
ter Fenster  (,,laminoidal  fenestrae"  Grover  &  Read  1978) 
zeigen  auch  die  Mikrite  häufig  laminierte  Textur.  Neben  den 
langgestreckten  Fenstern  finden  sich  oft  unregelmäßige  kon- 
turierte  Lösungshohlräume  (,, Solution  vugs  and  molds  of 
shells"),  die  mit  einem  Calcitzement-Mosaik  ausgefüllt  sind. 
Die  langgestreckten  Fenster  entstanden  hauptsächlich  durch 
Fäulnisprozesse  der  Blaugrünalgen.  Die  Skelett-Lösungs- 
hohlräume entstanden  durch  die  Auflösungsprozesse  der  ara- 
gonitischen  Skelette,  vor  allem  von  Grünalgen  und  Schnek- 
ken.  Für  die  Hohlraumbildung  war  das  wiederholte  Durch- 
feuchten und  Austrocknen  der  Ablagerungen  im  Gezeitenbe- 
reich durch  Niederschläge  ausschlaggebend.  Dabei  wurden 
gelegentlich  die  Schalen  vollständig  herausgelöst.  Die  Lö- 
sungshohlräume wurden  manchmal  durch  Korosion  in  unre- 
gelmäßige Korosionshöhlen  umgeformt,  so  daß  die  Kontu- 
ren, bzw.  Skelettabdrücke  nicht  mehr  erkennbar  sind. 

Die  Stromatolithen  enthalten  außer  den  ,,cryptalgal"-La- 
gen  auch  Kotpillen,  Grünalgen,  Ostrakoden,  Schnecken,  In- 
traklasten  und  benthonische,  stark  mikritisierte,  Foraminife- 
ren.  Diese  Komponenten  sind  im  Intertidal  zusammen  mit 
dem  Karbonatschlamm  durch  Gezeitenströmungen  während 
der  Flut  über  die  Algenmatten  geschüttet  worden.  Die  Pelo- 
idkalke  sind  durch  einen  höheren  Gehalt  an  Kotpillen  und 
einheitliche  Korngrößen,  Komponentensorten  und  -Gefüge 


gekennzeichnet.  In  den  älteren  Ablagerungen  (Neokom) 
kommen  häufig  Peloidkalke  vor,  die  aus  Favreina  (Crustace- 
en-Kotpillen)  bestehen. 

Die  Intrasparite  imd  Biosparite  sind  reich  an  Calcitzement. 
An  den  Kornrändern  hat  sich  ein  faseriger,  Palisaden-Zement 
(Zement  A  - ,  ,f ibrous  rim  cement" )  und  in  den  ü  brigen  Poren 
ein  isometrischer  Mosaik-Zement  (Zement  B)  abgelagert. 

Die  Gesteine  zeigen  strukturelle  und  diagenetische  Eigen- 
schaften von  ,,beach  rock"-Sedimente. 

3.  Lithofazies  A,  (Bereich  über  dem  oberen  Gezeitenni- 
veau mit  zeitweiligen  Emersionen  ,,supratidal  with  tempo- 
rary  emersions").  Sie  tritt  gewöhnlich  nicht  in  mächtigen 
Schichten  auf.  Jedoch  hat  sie  in  den  einzelnen  chronostrati- 
graphischen  Einheiten  große  Bedeutung.  Besonders  häufig  ist 
das  Auftauchen  mit  Unterbrechungen  im  Ablagerungsprozeß 
im  Unter-  und  Oberapt  (Abb.  2).  In  Istrien,  z.  B.,  ist  die 
Mächtigkeit  der  Abfolge,  (besonders  im  Unteralb)  wegen 
derartiger  Ablagerungsbedingungen  deutlich  reduziert 
(Abb.  2).  Lithofazies  A  ist  charakterisiert  durch  intraforma- 
tionelle  Breccien,  Weichkonglomerate  (,,supratidal  soft 
pebble  conglomerates"),  frühdiagenetische  Dolomite,  Fen- 
sterkalke mit  vadosen  Bildungen  und  subaerischen  Verwitte- 
rungserscheinungen. 

Die  intraformationellen  Breccien  sind  durch  variierende 
Schichtdicke,  relativ  geringe  laterale  Verbreitung,  geringe 
oder  keine  Rundung  und  Sortierung  der  Klasten  gekenn- 
zeichnet. Komponententransport  hat  nicht  stattgefunden. 
Die  Bruchstücke  passen  stellenweise  noch  zusammen,  die  Zu- 
sammensetzung ist  petrographisch  einheitlich.  Die  Fazies  der 
Fragmente  entspricht  denjenigen  Kalken,  die  unmittelbar  un- 
terhalb der  Breccien  liegen.  Die  Klasten  sind  schwach  mitein- 
ander verbunden,  entweder  mit  Kalkmikrit  oder  es  handelt 
sich  um  eine  feinkörnige  Matrix  aus  Calcite,  Illit,  Montmoril- 
lionit  und  Chlorit.  Diese  Gesteine  sind  durch  subaerische  imd 
subaquatischen  Brekzierung  und  Erosion  früh  erhärteter  und 
halbverfestigter  Karbonate  entstanden.  Nach  kurzfristigem 
Auftauchen  wurden  die  Sedimente  wieder  überflutet.  Im  all- 
gemeinen wechseln  die  Breccien  mit  den  Kalksteinen  der  Li- 
thofazies B,  selten  auch  mit  C  ab.  In  Istrien  betragen  im 
Oberapt  und  Unteralb  die  intraformationelle  Breccien-Lagen 
stellenweise  0,40  bis  1,3  m  (Abb.  2). 

Frühdiagenetische  Dolomite  (,,supratidal  early-diagenetic 
dolomites")  sind  im  Berrias  in  Istrien  und  im  Vrakon  in  der 
Umgebung  von  Dubrovnik  zu  beobachten  (Abb.  2).  Sie  zei- 
gen die  folgenden,  für  den  Auftauchbereich  charakteristi- 
schen Merkmale:  Lamination,  Trockenrisse,  ,,mud  pebble 
conglomerate",  ,,loadcast"-artigeTexturen,  LLH-Stromato- 
lithen und  im  allgemeinen  sehr  kleine  Dolomitkristalle.  Das 
Ende  der  Ablagerung  einzelner  Lagen  ist  manchmal  durch 
Austrocknung  (,,desiccation  breccia")  und  sogar  durch  Ero- 
sion (,,erosion  surface")  gekennzeichnet.  Schwachwellige 
stromatolithische  Strukturen,  welche  auf  Blaugrünalgen- 
Matten  (Schizotrix-Ty^)  zurückgehen,  wurden  nur  während 
schwerer  Stürme  abgelagert.  Die  Masse  des  Sedimentmate- 
rials wurde  an  anderer  Stelle,  entweder  unterhalb  des  Gezei- 
tenbereiches oder  im  Gezeitenbereich  gebildet.  Durch 
Stürme  wurde  es  in  den  Supratidalbereich  gebracht.  Eine  Ab- 
lagerung oberhalb  des  Gezeitenbereiches  wird  auch  durch  das 
Vorkommen  von  Fenstern  (,,birds  eyes"),  die  Zusammenset- 


205 


^  V  ■ 

Mik 

ite  mit  V 
Dirdseye"- 

idoiden 
Sefugel 

zeitweilig 

Emersion 

LLH 

Mik 

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ite  und  P 

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Sefüge) 

-  1  > 

■  U    1 

Mikrjte  und 
Biomikrite 


1  =  „subtidQt  to  iQgoonol"-  Phase 
2=.shallow  sublidal  to  intertidol"-  Phase 
3=  .  intertidol  to  suprotidol*-  Phase 


Abb.  3 .     „Peritidal"  -  Ablagerungsphasen  im  Tithon  und  Berrias  in 
der  Umgebung  von  Dubrovnik. 


zung  der  Dolomite  und  die  Dolomitkristallgröße  angezeigt, 
welche  im  allgemeinen  unter  10  Micron  liegt.  Dies  weist  auf 
eine  frühdiagenetische  Dolomitisation  hin.  Eine  solche  Do- 
lomitisierung  kommt  heute  vorwiegend  oberhalb  des  Gezei- 
tenbereichs vor  (Fochtbauer,  1974).  Der  relativ  hohe  Cal- 
ciumüberschuß  der  Dolomite  (Ca-0, 52-0,56;  Mg-0,44-0,48) 
schließt  ein  evaporitisches  Milieu  aus. 

Wenn  man  zusätzlich  eine  Abnahme  des  Calciumüber- 
schusses  während  der  Diagenese  in  Rechnung  stellt,  können 
die  vorliegenden  Dolomite  nur  mit  denjenigen  des  relativ 
feuchten  Klimas  von  Florida  und  der  Bahamas  verglichen 
werden,  nicht  aber  mit  dem  trockeneren  Milieu  von  Bonaire 
oder  des  Persischen  Golfes  (Füchtbauer  &  TiSljar,  1975). 

Kalke  mit  ,,vadosen"  Bildungen  kommen  in  Tithon  und 
Berrias  der  Umgebung  von  Dubrovnik  vor  (Abb.  3).  Es  han- 
delt sich  um  Mikrite,  Biomikrite,  Peloidkalke  und  LLH- 
Stromatolithen,  welche  zahlreiche  Fenster,  Lösungs-  und 
Korrosionshohlräume,  Schalenlösungshohlräume,  Geope- 
talgefüge,  Trockenrisse,  Vadoide,  vadosen  Silt,  dünne  Kalk- 
krusten und  unregelmäßig  geformte  Linsen  von  ,,desicca- 
tion"-Brekzien  enthalten  (Abb.  3). 


Die  Lösungs-  und  Korrosionshohlräume  sind  mit  vadosem 
Silt,  mit  kalzitischen  Mosaikzement  und  in  den  Bögen  mit  ei- 
nem mikrostalaktitischen  Gravitations-Zement  ausgefüllt. 
Ober  den  Kalken  mit ,,  vadosem"  Silt  und  die  Lösungs-  bzw. 
Korrosionshohlräume  folgen  gewöhnlich  Sedimente  mit  Va- 
doiden  (vadose  Pisoide)  und  Kalkkrusten  (,,calcrete").  Die 
Poren  zwischen  den  Vadoiden  sind  mit  vadosem  Silt,  mit  Mi- 
kritmatrix  und  mit  mikrokristallinem  Calcitzement  subaeri- 
scher  Entstehung  ausgefüllt.  Die  Struktur-  und  Textureigen- 
schaften weisen  eindeutig  auf  die  vadose  Zone  und  auf  sub- 
aerische  Verwitterung  hin.  Hier  wurden  die  noch  weichen 
oder  früh  erhärteten,  vermutlich  primär  aragonitischen  Kar- 
bonatsedimente im  Laufe  der  Frühdiagenese  unter  dem  Ein- 
fluß des  Niederschlagwassers  und  der  subaerischen  Verwitte- 
rung geprägt  (TiSljar,  1980). 

4.  Lithofazies  D,  (bewegte  Flachsee  und  ,,perireefal 
shoals",  mit  normaler  Salinität).  Sie  ist  über  die  gesamte 
Mächtigkeit  der  Unterkreide  mit  sehr  geringem  Anteil  vertre- 
ten. Etwas  häufiger  findet  man  sie  im  Alb  von  Istrien,  im 
Ober-Barreme  von  Dubrovnik,  seltener  im  Apt  des  Bioko- 
vo-Gebirges,  ferner  im  Unterapt  und  im  Unteralb  des  Dina- 
ra-Gebirges  sowie  im  Unterapt  des  Kapela-Gebirges 
(Abb.  2).  Die  Lithofazies  D  setzt  sich  aus  Intraspariten,  Bio- 
spariten,  Biosparruditen  und  Rudisten-Schillkalken  mit 
Echinodermen-  und  Muschelfragmenten  zusammen.  Große 
Mengen  der  Rudisten,  Muscheln  und  Echinodermen,  sowie 
das  zeitweilige  Auftreten  kleiner  Rudistenbiostrome  und 
grobem  Korallenschutt,  deuten  auf  einen  Einfluß  der  beweg- 
ten Flachsee  mit  kleinen  Riffen  (,,patch  reefs")  hin.  Hier 
konnten  dank  guter  Durchlüftung  und  normaler  Salinität 
diese  Organismen  leben.  Ihr  Schutt  wurde  zeitweise  in  den 
Lagunen,  den  ,,perireefal  shoals"  und  im  Flachwasser  des  in- 
neren Teils  der  Karbonatplattform  abgelagert. 

5.  Lithofazies  E  kommt  in  dicken  Linsen  und  unregel- 
mäßigen Körpern  von  makrokristallinen  bis  mikrokristalli- 
nen, spätdiagenetischen  Dolomiten  vor;  diese  Lithofazies  ist 
besonders  im  Tithon,  Berrias,  im  Alb  und  Vrakon  verbreitet. 
Die  Grenzen  zwischen  den  spätdiagenetischen  Dolomiten 
und  den  übrigen  Kalken  sind  unregelmäßig  und  graduell.  La- 
teral und  vertikal  gehen  sie  stellenweise  über  Dolomitkalke 
und  dolomitreiche  Kalke  in  reine  Kalke  über.  Die  großen  Do- 
lomitkörper enthalten  gewöhnlich  mehrere  strukturell  und 
faziell  unterschiedliche  Kalkschichten,  dies  ist  für  eine  spät- 
diagenetische  Dolomitisierung  charakteristisch.  Der  relativ 
hohe  Claciumüberschuß  der  Dolomite  läßt  auf  eine  spätdia- 
genetische  Genese  schließen.  Der  Dolomit  besteht  aus 
Ca-0, 55-0,58;  Mg-0,42-0,45;  CO3,  das  heißt,  es  sind  „Pro- 
todolomite".  Er  ist  aus  makrokristallinen  hypidiomorphen 
Dolomitrhomben  mit  vielen  bräunlichen  Einschlüssen  (unter 
1  bis  3  Micron,  möglicherweise  aus  organischem  Material)  zu- 
sammengesetzt. Die  Kristallgröße  dieser  Dolomite  gleicht 
derjenigen  von  Dolomitrhomben  in  lagunären  und  intertida- 
len  Kalke  der  Lithofazies  C  und  B,  welche  mehr  oder  weniger 
spätdiagenetisch  dolomitisiert  wurden.  Die  spätdiageneti- 
schen Dolomite  der  Lithofazies  E  entstanden  durch  eine  spät- 
diagenetische  Dolomitisierung  der  Kalke  der  Lithofazies  B 
und  C. 


206 


DISKUSSION  UND  ZUSAMMENFASSUNG 


Die  Untersuchungsergebnisse  der  Lithofazies  und  des  Ab- 
lagerungsmilieus der  Karbonate  in  der  Unterkreide  im  dinari- 
schen Karst  zeigen  in  diesem  weiten  Gebiet  große  ÄhnHch- 
keit.  Es  sind  marine  Flachwasserkarbonate,  die  sich  auf  einer 
ausgedehnten  Karbonat-Plattform  abgelagert  haben.  Auch 
wenn  wir  in  der  gesamten  Ausdehnung  dieser  Plattform,  der 
Unterkreide  die  gleichen  Lithofazies-Typen  und  gleiches  Ab- 
lagerungsmilieu finden,  ist  jedoch  ihre  Mächtigkeit,  die  verti- 
kale und  horizontale  Verbreitung  an  vielen  Stellen  und  in  den 
chronostratigraphischen  Einheiten  nicht  immer  gleich. 

Die  Analyse  der  vertikalen  und  horizontalen  Verbreitung 
der  einzelnen  Lithofaziestypen,  ihre  unterschiedliche  Mäch- 
tigkeit und  die  Wechsellagerung  läßt  uns  auf  folgende  Tatsa- 
chen schließen: 

-  die  Karbonat-Plattform  hatte  eine  sanfte  Neigung  und 
eine  ungleichmäßige  Absenkung  im  ganzen  Gebiet; 

-  obwohl  sie  relativ  flach  ist,  hatte  sie  stellenweise  eine 
ziemlich  augeprägte  Morphologie; 


-  die    Meeresspiegelschwankungen    waren    zeitlich    und 
räumlich  sehr  verschieden; 

-  die  Absenkungsrate  und  damit  die  Sedimentationsrate 
war  in  verschiedenen  Teilen  der  Plattform  ungleich. 

Schon  sehr  geringe  Veränderungen  der  Anhäufungsrate  des 
Karbonates  und  der  Absenkungsgeschwindigkeit  der  Platt- 
form sowie  Meeresspiegelschwankungen,  können  bei  einer 
sanften  Neigung  des  Beckenbodens  rasche  Veränderungen  in 
der  Wassertiefe  und  -energie  verursachen.  Veränderungen  der 
Sedimentationsgeschwindigkeit  und/oder  der  Senkungsrate 
der  Plattform  können  das  Auftreten  und  Verschwinden  ein- 
zelner Ablagerungsbereiche  zwischen  Flachmeer-  ,,back 
reef"-Lagune  -  Gezeitenbereich  und  Watten  -  supratidal  Be- 
reich -  vadoser  Zone  und  dem  Auftauchbereich  bewirken. 

Für  die  Mächtigkeit  der  einzelnen  Lithofaziestypen  und 
damit  der  gesamten  Unterkreide  hatte  die  Sedimentakkumu- 
lationsrate, die  durch  die  Häufigkeit  und  das  Fortbestehen 
der  einzelnen  Ablagerungsbereiche  bedingt  war,  großen  Ein- 
fluß. 


LITERATUR 


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tional environments  of  the  Lower  Cretaceous  in  the  Karst  re- 
gion of  the  Outer  Dinarides  (Yugoslavia).  -  Geobios,  Mem. 
spec,  3:  245-252. 


207 


Zitteliana 

10 

207-244 

München,  I.Juli  1983 

ISSN  0373 -9627 

Plattentektonik,  Fazies-  und  Subsidenzgeschichte  des  basko- 

kantabrischen  Kontinentalrandes 

während  Kreide  und  Alttertiär^) 


Von 


JOST  WIEDMANN,  JOACHIM  REITNER,  THEODOR  ENGESER  &  WOLFGANG  SCHWENTKE^) 

Mit  18  Abbildungen  und  1  Tabelle 


KURZFASSUNG 


Im  Gegensatz  zur  Entwicklung  des  Nordatlantik  folgt  im 
Biskaya-Raum  auf  ein  frühes  Rift-Stadium  in  Permotrias  und 
Lias  (Redbeds  und  alkaliner  Magmatismus,  Evaporit-  und 
?Schwarzscliiefer-Phase)  zunächst  ein  Ruhestadium,  das 
durch  geringmächtige  epikontinentale  Jura-Entwicklung 
charakterisiert  ist.  Dafür  vollziehen  sich  die  folgenden  Etap- 
pen der  Graben-  und  Ozeanbildung  beschleunigt  ab  oberstem 
Jura:  1.  Delta-Phase  (,,Wealden")  an  der  Jura/Kreide-Gren- 
ze, Karbonatplattform-Phase  (Urgon)  in  Apt  und  Unteralb, 
2.  Delta-Phase  (Supra-Urgon)  mit  starker  Faziesdiversität 
(Deltas,  Inselplattformen,  Turbidite,  alkalmer  Magmatis- 
mus) des  Minel-  und  Oberalb,  Maximaltransgression  oder 
Nivellierungsstadium  mit  pelagischer  Fazies  in  Cenoman  und 
Turon,  1.  Regressions-  und  Kompressionsphase  des  Co- 
niac-Campan  mit  ersten  Regressionen,  einem  Maximum  der 
Faziesdiversität,  aber  auch  siKkoklastischer  Turbidit-Sedi- 
mentation  in  den  Flyschtrögen  und  schließlich  einer  2.  Re- 
gressions- und  Kompressionsphase  (Maastricht-Eozän)  mit 
ähnlichen  Tendenzen,  aber  schließlich  terminaler  Heraushe- 
bung und  Faltung  an  der  Eozän/Oligozän-Grenze.  Beide  Re- 
gressionsphasen stehen  in  unmittelbarem  Zusammenhang  mit 
Subduktion  und  schließlich  Kollision  am  S'  Biskaya-Rand 
und  in  den  Pyrenäen.  Das  Maximum  oberkretazischen  alkaU- 


nen  Magmatismus  fällt  mit  der  Transgressionsphase  zusam- 
men. Dieser  phasenhafte  Ablauf  wird  begleitet,  kontrolliert 
oder  überlagert  von  Spreading- Vorgängen  in  der  Biskaya 
(Alb-Campan),  einem  globalen  eustatischen  Meeresspiegel- 
anstieg (Cenoman/Turon)  und  Distensions-  und  schließlich 
Kompressionsphasen  mit  jeweils  stark  ausgeprägtem  Salzdia- 
pirismus.  Dieser  Diapirismus  kann  die  Subsidenztendenzen 
in  Einzeltrögen  abwandeln. 

Die  vorliegende  Untersuchung  möchte  an  Hand  eines  de- 
tailliert untersuchten  Kontinentalrandes  die  Regelhaftigkeit 
von  Subsidenzprozessen  darstellen,  aber  auch  gleichzeitig  die 
Interaktionen  regionaler  Prozesse  herausarbeiten,  wobei 
auch  der  Zeitfaktor  eine  interessante  Rolle  spielt,  um  so  nicht 
zuletzt  auch  generelle  Krustenprozesse  besser  erfassen  zu 
können,  die  sicher  die  beobachtete  Regelhaftigkeit  bedingen. 
Auf  die  besonders  interessierende  Frage  der  faunistisch/ flori- 
stischen Respons  auf  diese  Prozesse  wird,  soweit  möglich, 
eine  Antwort  versucht. 

Als  Voraussetzung  für  diese  Untersuchungen  ist  eine  Dis- 
kussion der  bisherigen  plattentektonischen  Modelle  für  die 
Biskaya-Öffnung  erforderlich,  denen  ein  abgewandeltes 
neues  Modell  gegenübergestellt  wird. 


ABSTRACT 


In  the  Basco-Cantabrian  region  an  early  rifting  stage  in  the 
Permo-Triassic  and  Liassic  (with  phases  of  red-bed  Sedimen- 
tation and  alkaline  magmatism,  evaporites  and  black  sha- 
les[?])  is  followed  by  a  non-tectonic  phase  during  Jurassic 
time,  which  is  characterized  by  an  epicontinental  develop- 


' )  Pub!.  Nr.  122  des  Projektbereichs ,, Fossil-Vergesellschaftungen" 
im  Sonderforschungsbereich  53  (,, Palökologie"). 

"■)  Geologisch-Paläontologisches  Institut  der  Universität,  Sigwart- 
straße  10,  D-7400  Tübingen  1. 


ment  with  reduced  thicknesses.  This  Stands  in  contrast  to  the 
development  of  the  central  North  Atlantic,  where  rifting 
continues. 

In  the  uppermost  Jurassic  of  the  Basco-Cantabrian  region, 
subsidence  is  renewed  by  increasing  distensive  tectonics 
forming  graben/horst  structures  and  tilted  blocks  of  the  fu- 
ture  margin.  Now  the  following  stages  of  facies  development 
and  subsidence  are  to  be  recognized:  A  first  deltaic  phase 
(,,Wealden")  of  Late  Jurassic-Early  Cretaceous  age;  an  uni- 
form carbonate-platform  phase  (,,Urgonian")  during  Ap- 


208 


tian-Lower  Albian;  a  second  deltaic  phase  („supra-Urgo- 
nian")  with  pronounced  facies  differenciation  (deltas,  Island 
platfomis,  turbidites,  alcaline  magmatism)  of  Middle-Upper 
Albian  time;  a  phase  of  maximum  transgression  connected 
with  uniform  pelagic  facies  in  the  Cenomanian  and  Turonian 
(and  the  maximum  of  magmatism);  a  first  regressive  and  com- 
pressive  tectonic  phase  during  Coniacian-Campanian  time 
and  with  a  maxmium  of  facies  diversity  (prograding  deltas,  si- 
licoclastic  turbidites)  and  diapirism;  and,  finally,  a  second  re- 
gressive phase  with  compressive  tectonics  (Maastrichtian-Eo- 
cene)  leading  to  the  final  uplift  at  the  Eocene/Oligocene 
boundary.  Both  regressive  phases  are  closely  related  to  sub- 
duction  and  collision  along  the  southern  Biscay  shelf  and  in 
the  Pyrenees.  This  multi-phased  process  is  accompanied, 
controlled  or  superposed  by  spreading  in  the  Biscay  Ocean 
(Albian-Campanian),  by  global  eustatic  sea  level  increase 
(Cenomanian-Turonian)  and  pronounced  sah  diapirism.  In 
some  basins  diapirism  clearly  modifies  the  general  course  of 
subsidence. 


The  present  paper  tries  to  demonstrate  the  patterness  of 
subsidence  processes,  based  on  the  well  studied  southern  Bis- 
cay margin.  Furthermore,  the  interactions  of  regional  local 
noise  are  to  be  stressed,  the  important  factor  of  time  is  espe- 
cially  considered,  in  order  to  obtain  a  better  understanding  of 
general  crustal  processes  leading  to  the  observed  patterness. 
Questions  coneerning  faunal  and  floral  response  to  these  pro- 
cesses are  discussed  as  far  as  possible.  Moreover,  these  inve- 
stigations  are  based  on  a  modified  new  plate  tectonic  model 
for  the  Biscay  Ocean,  the  Pyrenees  and  the  Iberian  Plate. 


DANK 

Die  Autoren  danken  der  Deutschen  Forschungsgemeinschaft  für 
eine  großzügige  Unterstützung  dieser  Untersuchungen  im  Rahmen 
des  Sonderforschungsbereichs  53  ,, Palökologie".  Sie  d.inken  Prof. 
W.  Frisch  für  wertvolle  Diskussionen  und  Dipl.-Geol.  H.  D.  Berg- 
ner für  zeichnerische  Hilfe. 


INHALT 


1 .  Einleitung  und  Problemstellung   208 

2.  Geodynamik  der  Iberischen  Platte  während  Kreide  und  Alttertiär 212 

2. 1  Bisherige  Arbeiten    212 

2.2  Rekonstruktion  der  Paläolage  der  Iberischen  Platte 213 

2.3  Probleme  der  Subduktion 215 

3.  Sedimentations-  und  Subsidenzphasen 216 

3.1  Megasequenz  I,  unterer  Teil  =  1.  Delta-Phase/,,  Wealden" 216 

3.2  Megasequenz  1,  oberer  Teil  =  Urgon-Karbonatplattfomi-Phase   219 

3.3  Megasequenz  2,  untererTeil  =  2.  Delta-Phase 221 

3.4  Megasequenzen2  (oberer  Teil)- 4  =  Maximaltransgression  und  Regressions/Kompressionsphasen  ..  224 

3.4.1  Becken  von  Vitoria 224 

3.4.2  Biskaya-Synkhnorium 226 

3.4.3  Deva- Synkline 228 

3.4.4  Becken  von  Altnavarra 230 

4.  Diapirismus  und  Subsidenz  des  Basko-Kantabrikums    233 

4.1  DerCaniego-KalkalsDiapir-Riff 233 

4.2  Entwicklung  des  Estella-Diapirs 234 

5.  Vergleichende  Subsidenzgeschichte  236 

Literatur 242 


1.  EINLEITUNG  UND  PROBLEMSTELLUNG 


Die  bisherigen  Bemühungen  um  eine  vergleichende  Subsi- 
denzgeschichte an  passiven  Kontinentalrändern  (Wiedmann 
et  al.  1978,  1982b,  Jansa  &  Wiedmann  1982;  Wiedmann 
1982a,  1982b)  bestätigen  nicht  nur  das  Vorliegen  der  beob- 
achteten Phasenhaftigkeit  dieses  Prozesses,  sondern  gleich- 
zeitig auch  eine  weitgehende  Unabhängigkeit  vom  Zeitfaktor. 
Während  die  ausgeschiedenen  Sedimentations-  und  Subsi- 
denzphasen des  Rifting  und  Spreading  im  Nordatlantik,  z.  B. 
am  marokkanischen  Kontinentalrand  zumindest  das  gesamte 
Mesozoikum  in  Anspruch  nehmen,  sind  sie  an  den  Rändern 
des  wesentlich  jiingeren  Südatlantik  im  wesentlichen  auf  die 
Kreide  beschränkt. 

Im  vorliegenden  Beitrag  konzentriert  sich  unser  Interesse 
auf  den  Biskaya-Südrand,  also  auf  ein  Randmeer  des  Nordat- 


lantik, dessen  Entwicklung  in  ihrem  zeitlichen  Ablauf  deut- 
lich von  der  des  Nordatlantik  unterschieden  ist.  Zwar  setzt 
auch  hier  das  frühe  Rifting  mit  den  für  dieses  Stadium  kenn- 
zeichnenden Redbeds  und  alkalinem  Vulkanismus  zeitgleich 
mit  dem  zentralen  Graben  in  der  Permotrias  ein,  es  folgt  auch 
noch  synchron  das  für  die  Entwicklung  der  Schelfe  wichtige 
Evaporit-Stadium  des  späten  Rifting  in  Obertrias  und  Lias, 
dann  aber  weicht  die  Entwicklung  beider  Gebiete  deutlich 
voneinander  ab.  Während  im  zentralen  Nordatlantik  Ober- 
lias  und  Dogger  gekennzeichnet  sind  durch  ein  1.  Delta-Sta- 
dium, frühe  Riff- Sedimentation  und  einsetzendes  Spreading 
und  während  die  gleichfalls  signifikante  Karbonatplattform- 
Phase  die  Entwicklung  im  Oberen  Jura  kennzeichnet,  sta- 
gniert statt  dessen  die  Evolution  der  Biskaya  während  des  ge- 


209 


O    10     20    30  Km 
>        I        I        I 


Abb.  1.     Geologische  Übersichtskarte  des  Basko-Kantabrikums  und  der  N'  Kehiberischen  Ketten  (aus 
WiEDMANN  1980). 


samten  Jura.  Flachmarine,  epikontinentale  Sedimente  cha- 
rakterisieren Oberlias  und  Dogger  in  diesem  Bereich,  aus  dem 
sich  das  Meer  im  Oberen  Jura  weitgehend  zurückzieht. 

,,  Jungkimmerische"  Distensionstektonik,  beginnende 
Salzbewegung  und  verstärkter  terrigener  Input  kennzeichnen 
die  Entwicklung  der  nordatlantischen  Schelfe  (Jansa  & 
WiEDMANN  1982)  im  Grenzbereich  Jura/Kreide  und  führen 
zur  Beendigung  einer  2.  terminalen  Riff-Phase,  wie  ausge- 
dehnter Karbonat-Sedimentation  überhaupt.  Zu  diesem 
Zeitpunkt  vollzieht  sich  in  der  Biskaya  die  Entwicklung  eines 
Aulakogens,  zunächst  mit  verstärkter  Subsidenz  im  nördli- 
chen Parentis-Becken. 


Währenddessen  verursachen  die  gleichen  Bewegungen 
auch  am  Südrand  ein  Kippschollen-Mosaik,  das  sich  in  der 
späteren  Becken-  und  Schwellengliederung  der  Küstenketten 
immer  wieder  durchpaust  und  das  zunächst  den  Sockel  für 
eine  mächtige  kontinentale,  limnische  bis  brackische  terrigene 
,,Wealden"-Sedimentation  bildet. 

An  diese  1 .  Delta-Phase  schließt  sich  bereits  im  Zeitraum 
Apt/Unteralb  die  Karbonatplattform-Phase  des  Urgon  an, 
die  sich  nur  lokal  noch  in  höheres  Alb  fortsetzt: , ,  Austrische" 
Distensionstektonik  im  Grenzbereich  Alb/Cenoman  beendet 
schließlich  die  terminale  Riff-Phase  auf  Kippschollen-Hochs 
(Reitner  1982)  und  führt  gleichzeitig  zu  einem  ersten  deutli- 
chen Salinaraufstieg. 


210 


LOSA 
.„tc-^taCELTIBERIC    EBRO-M       LQS  VALLEY 

M£^£I4^7flOL/GH  3::= ,  — ^^^PARAMOS  - 


N 


MENA  VALLEY 


0      10    20    30km 


CO        '.-lOOOr 


2000m 


3000  m 


B 


ESTELLA 
DIAPIR 


EBRO  i 


ALTNAVARRA  B. 


AITZGORRI 
HIGH 


FLYSH    TROUGH 


ZARAUZ 
DIAPIR 


N 


1000  m 


2000  m 


3000  m 


Abb.  2.     Querprofile  durch  das  westliche  (A)  und  das  östliche  (B)basko-kantabrische  Becken  zur  Zelt  der 
Kreide/Tertiär-Grenze.  Profillage  A,  B,  s.  Abb.  1.  Raster:  Salz;  Cr,:  Unterkreide. 


Die  2.  Delta-Phase  mit  ihren  mächtigen  terrigenen  Schüt- 
tungen hat  auf  dem  nunmehrigen  Biskaya-Südschelf  ein 
Alb-Alter.  Mit  im  Alb  gleichfalls  einsetzendem  Spreading, 
alkahnem  Magmatismus  und  vor  allem  mit  der  nächstfolgen- 
den Phase  der  Haupttransgression  und  Faziesnivellierung 
bzw.  -pelagisierung  ist  bereits  im  Cenoman  der  Anschluß  an 
die  Entwicklung  des  zentralen  Nordatlantik  wiederherge- 
stellt. Die  nun  folgenden  Stadien,  gekennzeichnet  durch  Re- 
gressionen, verstärkten  Diapirismus,  einsetzende  Kompres- 
sionstektonik, Faziesdiversität  bis  hin  zur  endgültigen  Her- 
aushebung der  Küstenketten  durchlaufen  beide  Bereiche  ge- 
meinsam. Auch  hier  haben  wieder  überregionale  tektonische 
Events  (,,subherzynische"  oder  ,,gosavische",  ,, laramische" 
und  schließlich  ,,pyrenäische"  Bewegungen)  einen  zumindest 
korrelativen  Charakter. 

Doch  nicht  nur  im  geschilderten  heterochronen  Verlauf 
seiner  Subsidenzphasen  unterscheidet  sich  der  Biskaya-Trog 
vom  Nordatlantik.  Ein  gewichtiger  weiterer  Gegensatz  be- 


steht in  der  wenigstens  vorübergehenden  Entwicklung  einer 
Subduktionszone  am  Biskaya-Südrand  im  Grenzbereich 
Kreide/Tertiär.  Hiermit  und  mit  seiner  Fortsetzung  in  das 
Pyrenäen-Orogen  stellt  der  Biskaya-Südrand  mit  den  Bas- 
ko-kantabrischen  Küstenketten  einen  Übergang  vom  passi- 
ven zum  aktiven  Kontinentalrand  dar.  Diese  Faktoren,  aber 
auch  die  Faziesvielfalt  von  Sedimenten  des  ehemaligen  Konti- 
nents bis  zur  Flysch-Sedimentation  am  Kontinentalrand,  bei 
guten  Aufschlußverhältnissen  und  mit  reicher  Fossilführung 
machen  die  Beschäftigung  gerade  mit  dem  basko-kantabri- 
schen  Küstenbecken  besonders  reizvoll. 

Hinzu  kommt,  daß  die  stratigraphische  Kontrolle  der  un- 
tersuchten Schichtfolgen  durch  eine  Vielzahl  von  Vorarbeiten 
gewährleistet  ist  (Wiedmann  1960,  1962a,  1962b,  1964, 
1980a;  Ramirez  del  Pozo  1971;  Wiedmann  &  Kauffman 
1978).  So  können  wir  uns  in  der  vorliegenden  Untersuchung 
darauf  beschränken,  die  sedimentären  Großzyklen  der  bas- 
ko-kantabrischen  Kreide-Entwicklung  herauszustellen  und 


211 


BAY  OF  BISCAY 


Diapirs     '  ^ 


mKm 


Abb.  3.     DIapirismus  und   großtektonischei 
1980a,  Garcia  Mondejar  1982). 


Bau  der  Basko-kantabrischen   Ketten  (nach  WiEDMANN 


Dia 

1. 

2. 

pire  von 
Ramales-Laredo 
Villasana  de  Mena 

3. 

Salinas  de  Rosi'o 

4. 

Poza  de  la  Sal 

5. 

Salinillas  de  Bureba 

6. 

Orduna 

7. 
8. 

Baquio-Munguia 
Guernica 

9. 

10. 

Murguia 
Salinas  de  Anana 

11. 

Penacerrada 

12. 

Maestu 

13. 

Estella 

14. 

Alioz 

15. 

Salinas  de  Oro 

16. 

Uizurrun 

17.  Atondo 

18.  Echalecu 

19.  Olagüe 

20.  Mutiloa 

21.  Zarauz 

22.  Motrico 

23.  Santander 

24.  Comillas 

25.  San  Vicente  de  Barquera 

26.  Trevifio 

27.  Santa  Cruz  de  Campezo 

28.  Reinosa 

29.  La  Costana 

30.  La  Poblaciön 

31.  Cilleruelo  de  Bezana 


ZU  charakterisieren  und  schließlich  mit  den  postulierten  Sub- 
sidenzphasen  zu  vergleichen. 

Lage,  geologischer  Bau  und  tektonische  Großgliederung 
des  basko-kantabrischen  Untersuchungsgebiets  sind  in 
Abb.  1  wiedergegeben.  N-S-orientierte  Querschnitte  durch 
den  W-  und  E-Teil  dieses  Gebiets  sind  -  für  das  Ende  der 
Kreide  -  aus  Abb.  2  ablesbar.  Im  Gegensatz  zu  früheren  Auf- 
fassungen (z.  B.  LoTZE  1955)  werden  Mächtigkeitsunter- 
schiede und  Salzdiapirismus  hier  mit  der  Kippschollen-Tek- 
tonik des  Untergrunds  in  Verbindung  gebracht.  Abb.  3  läßt 
den  bestehenden  Zusammenhang  zwischen  Diapirismus  und 


Hauptstörungssystemen  bzw.  den  wesentlichen  tektonischen 
Achsen  des  Basko-Kantabrikums  mühelos  erkennen.  In 
Abb.  4  schließlich  sind  die  im  folgenden  verwandten  Lokal- 
namen zusammengestellt. 

Der  Fragenkomplex  der  Subsidenzgeschichte  am  Bis- 
kaya-Rand  ist  natürlich  aufs  engste  verknüpft  mit  den  Pro- 
blemen der  Geometrie  des  sich  bildenden  Biskaya-Ozeans 
und  der  Geodynamik  der  Iberischen  Platte.  Da  diese  Pro- 
bleme noch  immer  kontrovers  diskutien  werden,  ist  es  sinn- 
voll, vorab  die  eigene  Position  zu  präzisieren. 


212 


Abb.  4.     Oriemierungsskizze  der  benutzten  Lokalitätsnamen. 


2.  GEODYNAMIK  DER  IBERISCHEN  PLATTE  WÄHREND  KREIDE 

UND  ALTTERTIÄR 


2.1  BISHERIGE  ARBEITEN 

Grundsätzlich  ergeben  sich  zwei  Möghchkeiten,  die  Paläo- 
lage  der  Iberischen  Platte  zu  bestimmen  und  hieraus  Anhalts- 
punkte für  die  Bildungsgeschichte  des  Biskaya-Ozeans  zu 
gewinnen,  nämlich  über  den , , Continental  Fit"  oder  über  den 
Fit  der  Magnetanomalien.  Beide  Wege  wurden  eingeschlagen 
und  führten  zu  unterschiedlichen  Ergebnissen,  die  bis  in  die 
Gegenwart  kontrovers  erörtert  werden.  Carey  (1958),  LePi- 
CHON  et  al.  (1971),  Montadert  &  Winnock  (1971),  Chouk- 
ROUNE  et  al.  (1973),  Williams  (1975),  Choukroune  (1976), 
Ries  (1978)  und  Frisch  (1979)  benutzten -als  Exponenten  des 
Continental  Fit  -  unterschiedliche  Isobathen-Linien  für  ihre 
Rekonstruktionen.  Allerdings  hält  sich  die  Grenze  kontinen- 
taler Kruste  fast  nie  an  bestimmte  Isobathen  und  variiert  au- 
ßerdem von  Ozean  zu  Ozean.  Auch  lassen  diese  Modelle 
keine  Lösungen  für  die  komplizierte  Entstehungsgeschichte 
der  Pyrenäen  erkennen,  und  schließlich  haben  Sedimenta- 
tionsgeschichte und  Tektonik  bei  der  Mehrzahl  dieser  Rekon- 
struktionen nicht  ausreichend  Berücksichtigung  gefunden. 
Auf  eine  ausführliche  Diskussion  dieser  Vorstellungen  wird 
daher  hier  verzichtet. 


Demgegenüber  wurden  neue  Vorstellungen  von  Kristof- 
fersen  (1978)  entwickelt  und  der  Fit  der  Magnetanomalien 
zur  Rekonstruktion  der  Paläolage  der  Iberischen  Platte  be- 
nutzt. Ein  ähnliches  Modell  wurde  1979  von  Sibuet  &  Ryan 
vorgelegt.  Während  diese  beiden  Modelle  im  Detail  noch 
zahlreiche  Unscharfen  aufweisen  -  z.  B.  im  Bereich  der  Pyre- 
näen -,  stellen  die  jüngeren  Modelle  von  Boillot  (1981 )  und 
Grimaud  et  al.  (1982)  eine  wesentliche  Weiterentwicklung 
dar,  an  die  hier  unmittelbar  angeknüpft  werden  kann.  Da  al- 
lerdings die  Position  der  Iberischen  Platte  zur  Zeit  der  ,,J- 
Anomalie"  (Sibuet  &  Ryan  1979)  bei  Boillot  unberücksich- 
tigt blieb,  wird  auch  auf  diese  älteren  Auffassungen  im  fol- 
genden einzugehen  sein. 

Schon  hier  ist  allerdings  anzumerken,  daß  ein  wesentlicher 
Unschärfefaktor  beim  Magnetanomalien-Fit  in  der  Möglich- 
keit liegt,  in  gewissen  Grenzen  Verschiebungen  parallel  zu 
den  Magnetanomalien  vorzunehmen.  Dies  ist  der  Grund  für 
die  Rekonstruktion  verschiedener  Paläolagen  trotz  Berück- 
sichtigung gleicher  Magnetanomalien. 


213 


Anomalie— J 


Rand, 


anüanoma- 


Abb.  5.     Drei  signifikante  Entwicklungsstadien  des  Biskaya-Oze- 
ans. 


a)  Vermutete  „Prä-Drift"  Position,  „Anomalie-J 
lie  von  kontinentaler  zu  ozeanischer  Kruste 

b)  Paläoposition  zur  Zeit  von  A-33  mit  ersten  Kompressionsereignis- 
sen 

c)  Subduktion  und  Kollision  zur  Zeit  von  A-17 
(Verändert  nach  BoiLLOT  [1981]  und  Grimaud  et  al.  [1982]). 
NAP:  Nord-Amerikanische  Platte,  EP:  Europäische  Platte,  IP:  Ibe- 
rische Platte,   PB:   Parentis-Becken,   LP:   Landes-Plateau,   CVM 
Cinco  Villas-Massive  (1:  Rhune-Massiv,  2:  Cinco  Villas-Massiv,  3 
Aldudes-Massiv),  GB:  Galicia-Bank,  BO:  Biskaya-Ozean,  NAO 
Nord-Atlantischer-Ozean,  BG:  Biskaya-Graben,  BKB:  Basko-kan- 
tabrisches   Becken,    LDB:    Le   Danois-Bank,    ABH:    Azoren-Bis- 
kaya-Hoch,  PO:  Pyrenäen-Ozean. 

1  ozeanische  Kruste 

2  ergänzte  ozeanische  Kruste 

3  ,, ausgezogener"  Schelf  der  Iberischen  Platte 

4  palaeogeographische  Ergänzung 
Parentis-Becken 
Landes-Plateau 
Basko-kantabrisches  Becken 

3  Subduktions-  bzw.  Kompressionszone 

6  Magnetanomalien  auf  der  Iberischen  Platte 

7  Magnetanomalien  auf  der  Nordamerikanischen  Platte 

8  Magnetanomalien  auf  der  Nordamerikanischen  und  Europäischen 
Plane 


2.2    REKONSTRUKTION    DER    PALÄOLAGE    DER 
IBERISCHEN  PLATTE 

SiBUET  &  Ryan  (1979)  haben  als  älteste  ,, Magnetanomalie" 
entlang  der  W-Küste  der  Iberischen  Platte  und  der  E-Küste 
Neufundlands  die  sogen.  ,,J-Anomalie"  verwandt,  für  die  ein 
Oberapt-Alter  angenommen  wurde.  In  Kristoffersen  (1978), 
MoNT ÄDERT  et  al.  (1979a,  1979b)  und  Naylor  &  Shannon 
(1982)  ist  diese  jedoch  -  im  E  von  Flemish  Cap  und  Orphan 
KnoU  bzw.  im  W  von  Porcupine  Ridge  und  Goban  Spur-  als 
Ozean/Kontinent-Grenze  interpretiert.  Dieser  Auffassung 
wird  hier  gefolgt,  da  sie  durch  DSDP-Bohrungen  und  seismi- 
sche Profile  hinreichend  belegt  ist  (Abb.  5a).  Außerdem  wird 
die  gleiche  Interpretation  auch  auf  die  ,,J-AnomaIie"  vor 
Spanien  und  Neufundland  übertragen.  Damit  aber  fällt  der 
Zeitpunkt  der  Trennung  der  Lithosphärenplatten  in  die  lange 
Normalperiode  der  ,,Mid-Cretaceous  Magnetic  Quiet  Zone" 
(A-34,  Unterapt-Obersanton,  korrigiertes  Alter  n.  Krumsiek 
1982),  so  daß  zur  Ermittlung  des  Spreading-Beginns  zwi- 
schen Neufundland  und  Iberischer  Halbinsel  fazielle  Krite- 


rien herangezogen  werden  müssen.  Es  kann  damit  gerechnet 
werden,  daß  sich  diese  Trennung  auch  auf  den  Schelfen  und 
ihren  Liefergebieten  tektono-faziell  bemerkbar  machte.  Ein 
entsprechend  deutlicher  sedimentärer  Umbruch  ist  auf  den 
Grand  Banks  vor  Neufundland  etwa  im  Minelapt  erkennbar 
(Naylor  &  Shannon  1982),  womit  sich  also  ein  etwas  jünge- 
res Alter  für  den  Spreading-Beginn  ergeben  würde.  Für  die- 
sen Zeitpunkt  (Abb.  5a)  wird  hier  eine  Paläolage  der  Iberi- 
schen Platte  mit  der  Galicia-Bank  im  SW  von  Flemish  Cap 
angenommen.  Diese  Lage  weicht  von  der  von  Sibuet  &  Ryan 
(1979)  postulierten  weiter  N'  Paläolage  der  Iberischen  Platte 
ab,  die  den  für  die  Pyrenäen  erforderlichen  Raum  unberück- 
sichtigt läßt.  Dies  ist  von  Bedeutung,  da  die  Kruste  in  den  Py- 
renäen stark  komprimiert  ist. 

Die  Position  der  Europäischen  Platte  relativ  zur  Amerika- 
nischen und  Iberischen  Platte  wird  durch  die  Charlie- 
Gibbs-Fault  im  N  und  die  Kontinent/Ozean-Grenze 
(,, Randanomalie")  vor  der  Goban  Spur  und  Flemish  Cap 
festgelegt.  Die  entstehende  Lücke  zwischen  Europäischer 


214 


N 


10 


Nördlicher  Kontinentalrand 
Holozän 


Le   Danois  Bank 

r 


10      Südlicher  Kontinentalrand 
^  Maastricht- 

Obereozän 


N 


Pyrenäen 
Holozän 


JR82 


Abb.  6.     Kontinentalrandtypen,    Krustenstruktur   und   Subduktion.    Kontinentalrand-Typen   des   Bis- 

kaya-Ozeans  (a,  b) 

Krustenstruktur  im  zentralen  Pyrenäenbereich  (c) 

Subduktions-  und  Kollisionsschema  im  Pyrenäenbereich  (d) 

(a.  verändert  nach  MONTADERT  et  al.  [1979a] 

b.  verändert  nach  BoiLLOT  et  al.  [1979] 

c.  verändert  nach  Daignieres  et  al.  [198 1|). 

NPS:  Nord-Pyrenäen-Störung,  NPÜ:  Nord-Pyrenäen-Überschiebung,  IP:  Iberische  Platte,  EP:  Europä- 
ische Platte,  PY:  Pyrenäen.  PO:  Pyrenäen-Ozean. 

1  kontinentale  Kruste 

2  ozeanische  Kruste 

3  Sedimente 

4  Akkretionskeil 


215 


und  Iberischer  Platte  kann  im  NW  durch  die  Entzerrung  des 
heute  stark  komprimierten  Schelfs  geschlossen  werden. 

Für  die  endgültige  Trennung  der  Lithosphärenplatten  und 
die  Produktion  ozeanischer  Kruste  in  der  Biskaya  gibt  es 
ebenfalls  keine  direkten  Hinweise  durch  Magnetanomalien. 
Auch  sie  fällt  in  die  Quiet  Zone  der  Anomalie  34.  Ein  Um- 
bruch der  Sedimentation  ist  aber  auch  hier  etwa  im  Mittelalb 
erkennbar.  Im  Bereich  der  Kippschollen  und  Halbgräben  der 
Kontinentalränder  kommt  es  zu  einer  raschen  Zunahme  der 
Subsidenz  (s.  u.,  Abb.  17)  und  zu  erstem  Diapirismus.  Her- 
aushebung des  Hinterlandes  führt  gleichzeitig  zum  Progra- 
dieren mächtiger  Delta-Systeme  und  damit  ebenfalls  zur  Be- 
endigung der  Karbonatplattform-Entwicklung  des  Urgo-Apt 
(s.  Str.).  In  den  französischen  West-  und  Zentralpyrenäen 
wird  „Wildflysch"  sedimentiert  bei  gleichzeitiger  In-  und 
Extrusion  alkaliner  Magmen. 

Aus  diesen  Beobachtungen  wird  hier  der  Spreading-Beginn 
des  E'  Biskaya-Ozeans  in  den  Zeitraum  Mittel/Oberalb  ge- 
legt. Eine  ähnliche  Datierung  wurde  bereits  von  Ries  (1978) 
vorgenommen,  während  Montadert  et  al.  (1979a,  1979b)  für 
den  W  Teil  des  Biskaya-Ozeans  zu  einem  Oberapt/Unter- 
alb-Alter  gelangten.  Demgegenüber  besteht  größere  Über- 
einstimmung bei  den  bisherigen  Versuchen,  das  Spreading- 
Ende  im  Biskaya-Ozean  zu  datieren.  So  besteht  Überein- 
stimmung darüber,  daß  lediglich  Anomaiie-34  (reversed)  in 
die  Biskaya  hineinreicht.  Für  sie  wird  ein  untercampanes  Al- 
ter angenommen  (Alvarez  et  al.  1978).  Da  allerdings  zwi- 
schen den  beiden  Anomalien  noch  ein  Streifen  ozeanischer 
Kruste  liegt,  ist  das  Spreading-Ende  mit  post- A-34  (reversed) 
und  prä-A-33  (reversed)  zu  parallelisieren.  Dies  ergibt  etwa 
Unteres  Obercampan.  Dieses  Alter  stimmt  wiederum  mit  den 
Sedimentationsverhältnissen  am  Südschelf  gut  überein.  Hier 
herrschen  seit  dem  Mittelcenoman  pelagische  Verhältnisse 
vor,  die  sich  ab  Mittelcampan  grundlegend  ändern.  Auf  dem 
Nordschelf  setzt  die  Sedimentation  nach  längerer  Unterbre- 
chung wieder  ein. 

Lage  der  Iberischen  Platte  und  Öffnung  der  Biskaya  zum 
Zeitpunkt  der  Anomalie-33  sind  aus  Abb.  5b  ablesbar. 

Mit  zwei  Kompressionsphasen  schließt  die  Subsidenzge- 
schichte  am  Biskaya-Südrand  weitgehend  ab.  Im  Ober- 
campan einsetzende  grobklastische  Schüttungen  auf  dem 
Südschelf  können  auf  die  erste  kompressive  Phase  zurückge- 
führt werden  (Boillot  et  al.  1979,  Boillot  1981,  Grimaud  et 
al.  1982).  Sie  findet  eine  mögliche  Entsprechung  in  einer  weit- 
verbreiteten Diskordanz  zwischen  Santon  und  Campan  und 
teilweisem  Fehlen  des  Untercampan  in  den  Pyrenäen  (Rica- 
TEAU  &  ViLLEMiN  1973).  Auch  hier  kommt  es  in  der  Folge  zur 
Sedimentation  grobsandiger  Turbidite,  zur  Brekzienbildung 
und  zu  verstärktem  Diapirismus.  Als  Ursache  kann  begin- 
nende Subduktion  am  Biskaya-Südrand  und  in  den  Pyrenäen 
angenommen  werden. 

Der  Zeitpunkt  der  folgenden  Kollision  und  des  Endes  der 
Subduktion  ist  durch  Magnetanomalien  im  Nordatlantik  rela- 
tiv exakt  datierbar.  Im  Azoren-Biskaya-Rücken  wurden  alle 
Anomalien  bis  zu  A-18  von  einer  zweiten  jüngeren  kompres- 
siven  Tektonik  erfaßt  (Grimaud  et  al.  1982).  Dies  entspricht 


etwa  Mittlerem  Eozän  und  ist  mit  einem  erneuten  sedimentä- 
ren Umbruch  in  der  Biskaya,  den  Pyrenäen  und  den  jeweili- 
gen Randgebieten  parallelisierbar. 

Abb.  5c  gibt  die  Paläogeographie  zur  Zeit  von  A- 1 7  in  ent- 
sprechend korrigierter  Form  wieder. 


2.3  PROBLEME  DER  SUBDUKTION 

Nach  den  von  Boillot  et  al.  (1979)  und  Daignieres  et  al. 
(1981)  publizierten  seismischen  Profilen  muß  in  den  Pyrenäen 
und  am  Biskaya-Südrand  ab  Obercampan  mit  Subduktions- 
erscheinungen  gerechnet  werden.  Für  die  Biskaya  kann  ein 
S-Einfallen  der  Subduktionsfläche  ohne  Schwierigkeit  rekon- 
struiert werden  (Boillot  et  al.  1979;  hier  Abb.  6b).  Daß  sich 
die  gleiche  Einfallsrichtung  der  Subduktionsfläche  in  die  Py- 
renäen hinein  fortsetzt  (Grimaud  et  al.  1982),  ist  allerdings 
nach  den  seismischen  Profilen  von  Daignieres  et  al.  (1981) 
unwahrscheinlich . 

Die  Krustendicke  südlich  der  Nordpyrenäen-Störung 
(=  Iberische  Platte)  ist  mit  40-50  km  Dicke  erheblich  mäch- 
tiger als  die  Kruste  nördlich  dieser  Störung  mit  etwa 
25-30  km  Dicke  (=  Europäische  Platte).  Dieser  Sprung  in 
der  Moho  (Abb.  6c,  6d)  ist  auf  obduzierte  kontinentale  Kru- 
ste bei  einer  Kontinent/Kontinent-Kollision  zurückzufüh- 
ren. Die  zugrundeliegende  Subduktionsfläche  kann  dabei  nur 
nachN  eingefallen  sein  (vgl.  Giese  &  Reuther  1978:  584;  hier 
Abb.  6d).  Diese  unterschiedliche  Einfallsrichtung  erklärt  nun 
auch  die  riesigen  Gleitdecken  und  den  weiten  Transport  in 
den  Südpyrenäen  gegenüber  relativ  geringen  Überschie- 
bungsweiten im  Bereich  der  Nordpyrenäen.  Aufgrund  des 
unterschiedlichen  Einfallens  der  Subduktionsflächen  in  Bis- 
kaya und  Pyrenäen  muß  ein  Sprung  (,,Flip")  der  Einfallsrich- 
tungen im  Bereich  des  Cinco-Villas-Massivs  (Abb.  5c)  ange- 
nommen werden.  Unterstützt  wird  diese  Annahme  durch  an- 
omale Krustengeschwindigkeiten  (6,4-6,7  gegenüber 
6,2-6,3),  ein  deutliches  Schwere-Hoch  (Daignieres  et  al. 
1981)  und  einen  Sprung  in  der  Moho  der  Cinco-Villas-Mi- 
kroplatte  auf  Werte  von  25-30  km  (gegenüber  40-50  km  in 
den  zentralen  Pyrenäen).  In  Aufschlüssen  äußert  sich  das 
Schwere-Hoch  durch  an  Störungsflächen  hochgepreßte  Ul- 
trabasite  (Lherzolite  und  Harzburgite),  die  oberem  Mantel- 
material entsprechen. 

Ein  ungefährer  Wen  für  die  Breite  subduzierter  ozea- 
nischer Kruste  des  Biskaya-Ozeans  ergibt  sich  aus  ihrer 
Asymmetrie.  So  ist  der  südlich  des  Rückens  gelegene  Teil  um 
etwa  130  km  kürzer  als  der  nördliche  Teil.  Der  anschließende 
Schelf  der  Iberischen  Platte  ist  durch  Kompression  um  etwa 
die  Hälfte  verkürzt,  verglichen  mit  dem  am  Biskaya-Nord- 
rand  (Abb.  6a)  noch  erhaltenen,  durch  Kippschollen  ausge- 
dünnten Schelf.  Daß  diese  Werte  bei  der  Rekonstruktion  der 
Paläo-Lage  der  Iberischen  Platte  zur  Zeit  der  maximalen 
Ausdehnung  des  Biskaya-Ozeans  zu  berücksichtigen  sind 
(Abb.  5),  wurde  bei  den  bisherigen  Biskaya-Modellen  nicht 
beachtet. 


216 


3.  SEDIMENTATIONS-  UND  SUBSIDENZPHASEN 


Die  kretazische  Subsidenzgeschichte  des  Biskaya-Süd- 
schelfs  spiegelt  sich  besonders  deutlich  in  vier  sedimentären 
Megasequenzen  wider.  Diese  bieten  sich  damit  für  die  Be- 
schreibung dieses  Prozesses  an.  Aus  der  folgenden  Zusam- 
menstellung ergibt  sich  die  stratigraphische  Reichweite  dieser 
Sequenzen: 

4.  Megasequenz:  Maastricht  -  Eozän 

3.  Megasequenz:  Coniac  -  Campan 

2.  Megasequenz:  Mittelalb  -  Turon 

1.  Megasequenz:  (Oxford- )Tithon  -  Unteralb. 

Dabei  wird  deutlich,  daß  die  Sequenzen  eine  recht  unter- 
schiedliche absolute  Zeitdauer  umfassen. 

Bei  der  Beschreibung  der  Megasequenzen  muß  eine  Be- 
schrankung auf  die  Grundzüge  der  Lithologie  und  die  signifi- 
kanten Faunen-  und  Florenelemente  erfolgen.  Die  Mächtig- 
keitsangaben entsprechen  Mittelwerten.  Gleichzeitig  wird 
versucht,  die  mikrofaziellen  Grundtypen  zur  Darstellung  zu 
bringen.  Aus  der  Summe  der  vorliegenden  faziellen  und  fau- 
nistisch/ floristischen  Daten  wird  schließlich  versucht,  das  je- 
weilige Environment,  insbesondere  die  Paläobathymetrie  zu 
rekonstruieren. 


3.1  MEGASEQUENZ  1,  UNTERER  TEIL  = 
1.  DELTA-PHASE/„WEALDEN" 

(Abb.  7) 

Der  untere  Teil  der  Megasequenz  1 ,  in  dem  es  zur  Bildung 
einer  Wealden-ähnlichen  Sedimentation  kommt,  hat  sowohl 
große  regionale  Verbreitung  als  auch  die  längste  stratigraphi- 
sche Reichweite.  Diese  umfaßt  nicht  nur  Teile  des  höheren 
Jura,  sondern  fast  die  gesamte  Unterkreide.  Regional  er- 
streckt sie  sich  über  den  Gesamtraum  der  Basko-kantabri- 
schen  Ketten  hinweg  bis  in  die  N'  Keltiberischen  Ketten.  Die 
Sedimentfolge  wird  aus  drei,  im  N  der  Provinz  Burgos  sogar 
aus  vier  Einzelzyklen  aufgebaut,  die  zunächst  mit  grobklasti- 
schen, meist  fluviatilen  Schüttungen  beginnen,  welche  "Fin- 
ing  upward"  zeigen  und  schließlich  in  limnische,  brackische 
und  teilweise  sogar  flachmarine  Karbonate  übergehen.  Das 
Auflager  der  Einzelzyklen  ist  stets  diskordant,  ihre  überre- 
gionale Korrelation  nicht  immer  gewährleistet. 

Einen  wesentlichen  Fortschritt  in  der  Datierung  und  paläo- 
geographischen  Interpretation  dieser  ,,Wealden"-Megase- 
quenz  brachte  die  Bearbeitung  der  Ostrakoden  und  Charo- 
phyten  durch  Brenner  ( 1 976).  Die  in  der  vorliegenden  Unter- 
suchung herausgestellte  ,,Wealden"-Entwicklung  der  südli- 
chen Provinz  Santander  wurde  in  der  Folge  von  Rat  (1962), 
Ramirez  DEL  Pozo  (1969)  und  Brenner  (1972)  vor  allem  von 
PujALTE  (1981)  eingehender  untersucht.  Im  Bereich  des  varis- 
zischen  Las  Caldas-Sattels  oder  Cabuerniga-Rückens 
(Abb.  4)  streichen  hier  ,,Wealden"-Sedimente  flächenhaft 
aus  und  erreichen  Mächtigkeiten  von  etwa  2000  m.  Sie  lassen 
sich  nach  Pujalte  in  drei  Einzelzyklen  gliedern,  die  dem  Zeit- 
raum Tithon-Barreme  entsprechen  dürften.  Diesem  Komplex 
ist  jedoch  weiter  im  S,  im  Räume  Sedano-Aguilar  de  Campöo 
(Prov.  Burgos)  ein  weiterer  ,,'Wealden"-Zyklus  vorgeschal- 
tet, der  hier  marinem  Callov  auflagert  und  Oxford-Kimme- 


ridge-Alter  besitzt  (Brenner  &  Wiedmann  1975,  Abb.  2). 
Auch  er  beginnt  mit  groben  Kongiomeratschüttungen,  die  in 
kreuzgeschichtete  fluviatile  Sande  übergehen  und  schließlich 
von  limnischen  Kalken  und  Mergeln  mit  Ostrakoden  überla- 


1 

Kalk 

1 

1 

1 

3. ic= 

Riffk.ilk 

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1 

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Dolomit 

W  \ 

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Konglomerat 

Sandstein 

Ton 

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Mergel  (mit  Sidentknollen) 

klastische  Turbidite 

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Kalkturbidite 

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Oljix^ 

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Vulk.inite 

o  o 

Pillow-Laven 

o  o 

V 

Salze 

O 

Requicnide  Rudisten 

(7) 

Caprinide  Rudisten 

Radioliten 

® 

Korallen 

0 

Ammoniten 

^ 

Gastropoden 

ö 

Schwämme 

/^ 

Echiniden 

^ 

Inoceramen 

© 

Ostrakoden 

-^^^ 

Orbitolinen 

^ 

Orbitoide  Großforaminiferen 

n 

Miliolide  Großforaminiferen 

o 


Miliolide  Foraminiferen 

Planktonische  Foraminiferen 
Caicisphaeren 


Abb.  7.     Repräsentatives  ,,Wealden"-Profil  aus  dem  Raum  von  Santander  (Verändert  nach  PujALTE 
1981). 

1;  fluviatil                3:   brackisch  5:  flaches  Subtidal 

2:  lakustrin             4:   intertidal  6:  tiefes  Subtidal 


218 


gen  werden.  Diese  basale  „Aguilar  de  Campöo-Formation" 
(Brenner  &  Wiedmann  1975)  gelangte  in  einem  frühen, 
NW-SE-streichenden  Grabensystem  zur  Ablagerung,  das 
gleichzeitig  in  Richtung  der  maximalen  ,,Wealden"-Mäch- 
tigkeiten  in  den  Keltiberischen  Ketten  weist  (nach  Tischer 
1967  mehr  als  6000  m). 

Im  Bereich  der  südlichen  Provinz  Santander  (Abb.  7)  be- 
sitzt der  1.  ,,Wealden"-Zyklus  (,,Cabuerniga-Gruppe",  Pu- 
JMTE  1981)  bereits  Tithon-Valangin-Alter  (vgl.  auch  Reitner 
&  Wiedmann  1982:  65).  Er  entspricht  damit  bereits  dem 
2.  Zyklus  des  Raumes  Sedano  und  läßt  damit  ein  Progradie- 
ren der  Delta-Systeme  nach  N,  also  in  Richtung  auf  die  ent- 
stehende Biskaya  erkennen. 

Ebenfalls  auf  marinem  Callov  beginnt  die  Sedimentation 
der  Cabuerniga-Gruppe  zunächst  mit  einem  alluvialen  Zy- 
klus, der  aus  groben  Gerollen,  kreuzgeschichteten  Sandstei- 
nen, Silten  und  Tonen  aufgebaut  ist.  Die  sedimentären  Klein- 
zyklen dieser  ,,Saia-Formation"  (Pujalte  1981)  lassen  "Fin- 
ing  upward"-  und  "Thinning  upward"-Sequenzen  erkennen 
und  weisen  -  ebenso  wie  ,,low  Sinuosity"-Schrägschichtun- 
gen  -  auf  das  Rinnensystem  eines  Inselflusses  hin.  In  Stillwas- 
serbereichen finden  sich  gehäuft  Süßwasser-Ostrakoden 
(Darwinula)  und  Charophyten-Ooogonien.  Als  Alter  dieser 
Folge  kann  Tithon  vermutet  werden. 

Die  voi-wiegend  fluviatile  Saja-Formation  wird  von  einem 
2.  Zyklus  (,,Cabuerniga-Formation",  Pujalte  1981)  abge- 
löst, der  mit  einem  brackischen  Ostrakoden-Mudstone  ein- 
setzt (Abb.  7. 1 ).  Diese  Phase  dürfte  dem  Theriosynoecum  fit- 
toni-Event  (vgl.  Brenner  &  Wiedmann  1975)  entsprechen, 
der  eine  Datierung  als  Berrias  und  Parallelisierungen  bis  in  die 
Keltiberischen  Ketten  hinein  ermöglicht.  Ihm  folgen  die 
Kalkarenite  der  vollmarinen  ,,Bryozoen-Schichten",  die  ne- 
ben Bryozoen-Rudstones  (Abb.  7.2)  vor  allem  auch  Algen- 
knollen-Kalke (Abb.  7.4)  enthalten  und  damit  neben  stenoha- 
linen  Organismen  auch  brachyhaline  Formengruppen  enthal- 
ten (u.  a.  Ostreen,  Serpuliden,  Iberinen).  Diese  marine  In- 
gression  ist  mit  dem  Schulendea-Evem  im  Räume  Sedano 
korrelierbar  (Brenner  &  Wiedmann  1975,  Abb.  2)  und  in 
mariner  Entwicklung  bis  in  die  Keltiberischen  Ketten  hinein 
nachweisbar  (,,Talveila  Formation",  Brenner  &  Wiedmann 
1975:  127).  Dieser  Event  hat  Valangin-Alter. 

Im  "Wealden"  von  Santander  folgt  hierauf  ein  2.  vollstän- 
diger Zyklus  (,, Pas-Gruppe"  p.  p.,  Pujalte  1981),  wiederum 
zunächst  mit  einer  fluviatilen  Sequenz  (,,Barcena-Forma- 
tion").  Hier  dürfte  allerdings  ein  Mäander-Flußsystem  vor- 
gelegen haben,  dessen  Rinnensystem  "high  Sinuosity"  zeigt. 
Es  folgen  wiederum  limnische  Serien  mit  reicher  Gastropo- 
denführung  („Viviparus-Schichten")  und  mit  Ostrako- 
den-MudstonesundCharophyten-Wackestones  (Abb.  7.1  u. 
7.3).  Der  obere  Teil  dieser  ,,Vega  de  Pas-Formation"  (Pu- 
jalte 1981)  wird  schließlich  vom  "Wealden  Rouge"  (Rat 
1963:  455)  gebildet,  einer  Fan-Fazies,  deren  Rotfärbung  auf 
einen  Übergang  zu  ariderem  Klima  hindeuten  soll.  Es  domi- 
nieren tonig-siltige  Sedimente  des  Wattbereichs  neben  fluvia- 
tilen Sanden  und  Sandsteinen  mit  "high  Sinuosity"-Rinnen. 
Dieser  Zyklus  dürfte  etwa  Hauterive-Alter  entsprechen. 

Die  "Wealden"-Sedimentation  wird  abgeschlossen  mit  ei- 
nem unvollständigen  3.  Zyklus  (,,Rio  Yera-Formation",  Pu- 
jalte 1981)  mit  fluviatilen  Sanden  und  Sandsteinen,  die  wie- 
der die  typischen  "low  Sinuosity"-Rinnensysteme  eines  In- 


selflusses aufweisen.  Diese  Serie  läßt  keine  Rotfärbung  mehr 
erkennen.  Sie  wird  überlagert  von  intertidalen  und  rezifalen 
Sedimenten  der  folgenden  Urgon-Fazies  und  dürfte  damit 
etwa  Barreme  entsprechen. 

Der  hier  behandelte  tiefere  Teil  der  Megasequenz  1,  die 
sich  ±  kontinuierlich  in  die  folgende  Urgon-Fazies  fortsetzt, 
entspricht  damit  gleichzeitig  der  , ,  1 .  Delta-Phase"  der  Subsi- 
denzgeschichte  (Wiedmann  1982a,  1982b).  Das  Fehlen  einer 
jurassischen  Vorgeschichte  und  die  progradierende  Verlage- 
rung der  einzelnen  Delta-Systeme  und  damit  auch  Mächtig- 
keiten machen  deutlich,  daß  für  die  Initialentwicklung  des 
Biskaya-Kontinentalrandes  "sedimentary  Onload"  (Dietz 
1952,  Bott  1980)  nicht  verantwortlich  gemacht  werden  kann. 
Distensionstektonik  und  ein  resultierendes  Graben/Horst- 
bzw. Kippschollenrelief  (z.  B.  Cabuerniga-Hoch)  waren 
zweifellos  vorgegeben  und  einzelne  Horste  auch  bereits  als 
Sedimentlieferanten  erkennbar.  Die  charakteristische  Zu- 
nahme terrigener  Schüttungen  wird  durch  resultierende  Re- 
liefversteilung ausreichend  erklärt.  Damit  kann  Mantel-Do- 
ming  im  Sinne  der  ,, Thermal  Hypothesis"  (Sleep  1971)  auch 
für  die  Bildung  des  Biskaya-Grabens  angenommen  werden. 

Inwieweit  der  mit  dem  Doming  verbundene  Streß  von  der  konti- 
nentalen Kruste  aufgenommen  wird  oder  es  zu  einem  ±  weitgespann- 
ten Plate-Tilting  kommen  kann,  bedarf  weiterer  Überlegungen  und 
Untersuchungen.  Immerhin  ist  bemerkenswert,  dal?  der  ersten  zu 
beobachtenden  Aufwölbung  und  Grabenbildung  im  Südatlantik 
während  des  höchsten  Jura  marine  Transgressionen  sowohl  am  ost- 
afrikanischen Kontinentalrand  als  auch  der  Begmn  des  jungmesozoi- 
schen marinen  Zyklus  der  Anden  entspricht  (WiEDMANN  1980b, 
1982c).  Entsprechendes  ist  an  der  Iberischen  Platte  zu  beobachten, 
wo  ebenfalls  dem  Riftstadium  der  Biskaya  im  N  ein  transgressives 
Peak  der  Entwicklung  am  prä/subbetischen  Südrand  entspricht 
(Wiedmann  1965,  Allemann  et  al.  1975). 

Eine  Komplikation  der  Biskaya-Entwicklung  stellt  aller- 
dings das  Aulakogen-Stadium  dar  mit  der  Herausbildung  des 
Parentis-Beckens  im  NE  (Winnock  1971)  und  der  Anlage  ei- 
nes weiteren  Grabensystems  im  S  des  Landes-Hochs,  dem 
basko-kantabrischen  Becken. 

Bemerkenswert  ist  auch  die  überregionale  Häufung  disten- 
siver  Tektonik  im  Grenzbereich  Jura/Kreide,  die  damit  an 
Stilles  (1924)  in  anderem  Sinne  gebrauchte  ,,jungkimmeri- 
sche  Phase"  erinnert.  Sie  findet  sich  nicht  nur  in  weiter  Ver- 
breitung an  der  Peripherie  des  Nordatlantik  (Jansa  &  Wied- 
mann 1982),  sondern  auch  im  zentralen  Graben  des  Südatlan- 
tik (Wiedmann  1980b),  ebenso  wie  auch  im  Mediterran 
(Wiedmann  et  al.  1982c).  Ihre  Auswirkungen  sind  dabei  recht 
unterschiedlicher  Art:  beginnende  Graben-Entwicklung  in 
Biskaya  und  Südatlantik,  Beendigung  der  Karbonatplatt- 
form-Entwicklung am  marokkanischen  Schelf  (Wiedmann  et 
al.  1982c),  beginnender  Salzdiapirismus  an  den  nordatlanti- 
schen Kontinentalrändem,  aber  auch  in  NW-Deutschland, 
Beendigung  karbonatischer  Beckensedimentation  im  Medi- 
terran und  eventuell  auch  flachmarine  Transgressionen  und 
andesitischerMagmatismus  in  den  Anden  (Wiedmann  1980b, 
Brandt  et  al.  in  Druckvorber.).  Im  Bereich  des  zentralen  Bis- 
kaya-Rifts  stellen  sich  mit  dem  Thhon  bereits  die  ersten  pela- 
gischen  Becken-Sedimente  ein  (Calpionellen-Fazies,  Durand 
Delga  et  al.  1973),  am  entstehenden  Südschelf  werden  die 
teilweise  beträchtlichen  Subsidenzraten  von  der  terrigenen 
Sedimentation  ±  ausgeglichen.  Diapirismus  ist  zu  diesem 
Zeitpunkt  im  basko-kantabrischen  Raum  noch  nicht  erkenn- 
bar, an  der  Sedimentation  im  Schelfbereich  daher  auch  nicht 


219 


beteiligt.  Es  kann  jedoch  vermutet  werden,  daß  die  Salzbewe- 
gung mit  den  jungkimmerischen  Bewegungen  auch  hier  in 
Gang  gesetzt  wurde. 

Die  Biota  -  insbesondere  Mikrobiota  -  werden  durch  die 
für  den  Übergangsbereich  kontinental/marin  charakteristi- 
schen Organismengruppen  ausgefüllt:  Cyanophyceen,  Cha- 
rophyten,  Ostrakoden,  Serpuliden,  Mollusken,  Bryozoen. 
Sie  sind  naturgemäß  auf  die  Bereiche  der  Mud-,  Silt-  und  Kar- 
bonat-Sedimentation beschränkt,  finden  sich  hier  aber  teil- 
weise in  überraschender  Dichte,  was  die  Bildung  von  Erdöl- 
muttergesteinen begünstigt  hat  (z.  B.  ölfeld  von  Ayoluengo 
bei  Sedano,  Prov.  Burgos).  Einschneidende  Zäsuren  der  or- 
ganischen Entwicklung  sind  weder  an  den  Grenzen  der  Ein- 
zelzyklen, noch  an  der  ,,Wealden"-Obergrenze  erkennbar. 


3.2  MEGASEQUENZ  1,  OBERER  TEIL  = 
URGON-KARBONATPLATTFORM-PHASE 

(Abb.  8) 

Im  oberen  Teil  der  Megasequenz  1  wird  die  bisherige 
,,Wealden"-Sedimentation  von  weitaushaltenden  Karbonat- 
plattformen abgelöst.  Diese  karbonat-dominierte  Urgon-Fa- 
zies  ist  jedoch  auf  den  Nordteil  der  Basko-kantabrischen  Ket- 
ten beschränkt,  während  im  S  und  in  den  nördlichen  Keltibe- 
rischen  Ketten  im  entsprechenden  Zeitraum  (Apt-Unteralb) 
nicht  sedimentiert  wurde  bzw.  lokal  geringmächtige  Weal- 
den-ähnliche  Sedimentation  anhielt.  Die  Urgon-Phase  gehört 
zu  den  bestuntersuchten  des  Basko-Kantabrikums  (Rat  1959, 
Ramirezdel  Pozo  1971,  Pascal  1976,  1982,  Garcia  Monde- 
jAR  1979,  Rat  &  Pascal  1979).  Sie  ist  wiederum  in  drei  Ein- 
zelzyklen gliederbar,  die  allerdings  nicht  überall  vollständig 
entwickelt  sind. 

Das  1.  Urgonstadium  entspricht  etwa  Unterem  Apt  (Be- 
doul).  Hier  hält  der  feinklastische  Sedimentationscharakter 
als  wichtiger  ökologischer  Faktor  zunächst  noch  an.  Dies  hat 
zur  Folge,  daß  sich  im  Bereich  der  entstehenden  Plattformen 
zunächst  nur  Organismen  ansiedeln  können,  die  keine  be- 
sonderen Ansprüche  an  ihr  Environment  stellen.  Es  sind  dies 
in  erster  Linie  dickschalige  Rudisten  (Monopleura,  Toucasia: 
Abb.  8.3),  die  Stillwasser-Bioherme  bilden.  Hervorragend 
aufgeschlossen  findet  sich  dieser  Faziestyp  in  den-  Steinbrü- 
chen bei  Ereno  (Guernica,  Prov.  Biskaya).  Daneben  finden 
sich  insbesondere  Großforaminiferen  (Pal-,  Praeorbitolina, 
Iraqia:  Abb.  8a),  aber  auch  agglutinierende  Kleinforaminife- 
ren  (Textulariiden,  Ataxophragmiiden:  Sahaudia  minuta,  Li- 
tuoliden:  Pseudocyclammina),  Dasycladaceen  (Salpingopo- 
rella,  Cylindroporella:  Abb.  8.2)  und  Cyanophyceen  mit  ver- 
kalkenden Zellfäden  (Cayeuxia:  vgl.  Abb.  7.4).  Hermarype 
dendroide  Korallen  treten  nur  untergeordnet  in  Bankfazien 
an  den  Plattformrändern  auf,  meist  vergesellschaftet  mit 
Stromatoporen,  krustosen  Squamariaceen  (Ethelia  alba), 
Austern  u.  a.  Ein  solcher  Plattformrand  ist  besonders  gut  am 
Westrand  des  Aitzgorri-Massivs  entwickelt. 

Ein  weiteres  Charakteristikum  des  1.  Urgonstadiums  ist 
seine  Fazieskonstanz.  Die  unterschiedlichen  Mikrofazies- 
Typen  (Abb.  8)  finden  sich  in  weiter  Verbreitung,  wobei 
hoch-energetische  Fazien  (Grainstones,  Rudstones)  weitge- 
hend fehlen  und  Mikritfazien  zusammen  mit  Bafflestones 
(Rudisten-Stillwasser-Bioherme)    überwiegen.    Neben    den 


dargestellten  Faziestypen  wären  noch  Milioliden-Wacke- 
und  Packstones  und  Dasycladaceen-Mudstones  zu  nennen. 

Dieser  Faziestyp  hat  seine  größte  regionale  Verbreitung  in 
den  NW'  Basko-kantabrischen  Ketten  (G.arcia  Mondejar 
1979).  Die  meist  weitaushaltenden  und  zum  Teil  restriktiven 
Karbonatplatrform-Lagunen  gehen  lateral  in  flachmarine 
Beckenfazies  über,  die  zum  Teil  euxinischen  Charakter  be- 
sitzt. Hier  handelt  es  sich  um  gebankte,  stark  tonige  Mudsto- 
nes  mit  gelegentlicher  Ammonitenführung  (,,Parahoplites- 
Schichten":  Deshayesites)  und  Ostrakoden.  Seine  größte 
Ausdehnung  und  Mächtigkeit  besitzt  dieses  erste  Urgonsta- 
dium im  Bereich  der  Biskaya-Synkline  (Abb.  3),  aus  der  Riff- 
karbonate nur  als  Ausnahme  bekannt  sind.  Diese  Ausnahme 
ist  eine  kleine  Karbonatplattform  bei  Mutiloa  im  N  des  Aitz- 
gorri-Massivs. Aus  Reflexionsseismik  undunveröff.  Bohrda- 
ten ergibt  sich,  daß  es  sich  um  eine  Brachyantikline  handelt, 
die  im  Kern  Keupersalz  enthält.  Diese  kleine  Plattform  liefert 
damit  den  frühesten  Nachweis  von  Salzdiapirismus  im  bas- 
ko-kantabrischen Raum. 

Mit  Ende  des  Unterapt  kommt  es  zu  verstärkter  Dehnungs- 
tektonik, die  zum  Zerbrechen  der  Unterapt-Plattformen 
führt.  Das  Horst/Graben-  und  Kippschollen-Relief  wird  ver- 
stärkt, und  es  kommt  erneut  zu  grobklastischen,  zum  Teil 
deltaischen  Schüttungen  (,,Landa-Sandstein")  aus  dem  SW 
Meseta-Festland.  Dies  ist  der  Beginn  des  2.  Urgonstadiums, 
das  Mittlerem  Apt  (Gargas)  entsprechen  dürfte  und  das  zu- 
nächst zu  einer  Verschüttung  küstennaher  Plattformen  fühn, 
aber  auch  zu  Verkarstung,  Dolomitisation  und  Sulfidverer- 
zung  (z.B.  Reocin  b.  Santander)  im  Bereich  der  Kippschollen 
und  Horste.  Auf  exponierten  Horsten  und  Kippschollen 
kann  es  zur  Bildung  kleinerer  Inselplattformen  mit  hermaty- 
pen  Korallen-Framestones  (Abb.  8.4)  und  zentralen  La- 
gunen. Neben  den  bereits  im  Unterapt  verbreiteten  Vergesell- 
schaftungen und  Fazien  ist  vor  aUem  die  Riffkern-Fazies  cha- 
rakterisiert durch  hermatype  plattige  Korallen:  Microsolena 
u.  a.,  V.m%Xost  Cor AlmAceen:  Archaeolithothamnium,  Calci- 
spongien  und  Chaetetiden.  Bei  den  Großforaminiferen  ist  das 
Einsetzen  von  Mesorbitolina  auffallend,  bei  den  Rudisten  das 
caprinuloider  Formen  (Polyconites).  In  den  Zwischenriff-Be- 
reichen bleibt  die  ,,Parahoplites"-¥azies  erhalten,  allerdings 
nun  mit  ersten  planktonischen  Foraminiferen. 

Die  Plattformen  des  2.  Urgonstadiums  sind  vor  allem  im 
NE  der  Basko-kantabrischen  Ketten  (Txindoki,  Sierra  de 
Aralar,  Aitzgorri  p.  p.)  verbreitet. 

Das  nächstfolgende  3.  Urgonstadium  ist  durch  das  Nach- 
lassen der  grobklastischen  Sedimentation  bei  gleichzeitig  an- 
haltender tektonischer  Aktivität  gekennzeichnet.  Dies  führt 
zu  einem  Wiedereinsetzen  der  Plattform-Fazien  im  Küsten- 
bereich, während  die  Inselplattformen  weiterhin  persistieren. 
Die  Organismen-Vergesellschaftung  des  Mittelapt  bleibt  im 
wesentlichen  erhalten.  Allerdings  entwickeln  sich  als  neues 
Florenelement  in  größerem  Umfang  artikulare  Rotalgen:  Pa- 
raphyllum  (,,Vimport-Flora").  Bei  den  Sandschalern  kommt 
es  zur  Entwicklung  komplizierter  Lituoliden  (Pseudochoffa- 
tella),  bei  den  Orbitolinen  überwiegen  wieder  einfachere 
Formen  Simplorbitolina)  ■  Leitformen  liefern  außerdem  die 
jetzt  häufigeren  planktonischen  Foraminiferen  (Leupoldina, 
Globigerinelloides) ,  die  mit  den  weiterhin  seltenen  Ammoni- 
ten  (Parahoplites)  die  in  Becken  persistierende  Mergelfazies 
charakterisieren.  Aus  ihnen  ergibt  sich  für  dieses  3.  Urgon- 
stadium ein  Oberapt  (Clansay)-Unteralb-Alter. 


URGON 


Mikrofazies 


^^-^-fe-:^; 


b^'^  ^ 


<«.' ' 


Microsolena-Framestone 


Toucasia-Baf  fiestone 


Dasycladacea-Wackestone 


„Orbitolina-  Wackesfone 


Abb.  8.     Synthetisches  Profil  der  Urgon-Fazies  des  basko-kantabrischen  Beckens 
1:  Kontinental/ fluviatil  3:  flaches  Subtidal  5:  Slope 

2:  Delta/intertidal  4;  tiefes  Subtidal  6;  Becken 


221 


Das  3.  Urgonstadium  ist  gleichfalls  im  Aralar-Massiv  ver- 
breitet, außerdem  im  Riffkalk  von  Iciar  (Prov.  Biskaya)  und 
im  Kalk  von  Landa  (Prov.  Alava). 

Aus  diesem  kurzen  Abriß  der  Entwicklung  des  höheren 
Teils  der  Megasequenz  1  wird  die  unterschiedliche  Ge- 
schichte der  Urgon-Plattformen  des  Biskaya-Schelfs  gegen- 
über den  oberjurassischen  Karbonatplattformen  an  der  Peri- 
pherie des  Nordatlantik  (Jansa  &  Wiedmann  1982)  deutlich. 
Während  sich  hier  über  einen  längeren  und  tektonisch  inakti- 
ven Zeitraum  hinweg  ausgedehnte  Plattformen  entwickeln 
konnten,  war  die  Entwicklung  am  Südrand  der  Biskaya  ver- 
gleichsweise kurzfristig  und  von  anhaltenden  distensiven  Be- 
wegungen und  zunehmender  Subsidenz  begleitet.  Diese  Vor- 
gänge konnten  sogar  zu  einem  intermittierenden  Zerbrechen 
der  Urgon-Plattformen  führen,  so  daß  sich  eine  zusammen- 
hängende Schelfplattform  nicht  zu  entwickeln  vermochte.  Im 
Gegenteil  gelang  es  dem  primären  Graben/Horst-  und  Kipp- 
schollen-Relief immer  wieder,  sich  in  Form  von  Inselplatt- 
formen durchzupausen. 

Im  Gegensatz  zum  ,,Wealden"  ist  die  Urgon-Sedimenta- 
tion  von  einem  Nachlassen  terrigener  Schüttungen  bestimmt, 
wobei  die  Sedimentation  -  im  N  der  Basko-kantabrischen 
Ketten  -  die  weiterhin  mäßige  Subsidenz  nicht  mehr  kompen- 
siert. Die  nun  voll-marine  Entwicklung  führt  zur  Dominanz 
stenohaliner  Formen,  insbesondere  in  den  Riff-  und  Bek- 
ken-Fazien.  Demgegenüber  zeigen  die  Mikrobiota  der  lagu- 
nären  Bereiche  weiterhin  starke  Beziehungen  zu  den  zuvor 
behandelten  ,,Wealden"-Biotopen.  Selbst  die  Rupturen  der 
Plattform-Entwicklung  führen  nur  zu  einem  vorübergehen- 
den Aussetzen  riffbildender  Organismengruppen.  Nahezu 
alle  Biotope  setzen  sich  außerdem  in  den  basalen  Teil  der  fol- 
genden Megasequenz  2  hinein  fort. 

Im  Detail  läßt  sich  eine  interessante  Evolution  der  faziellen 
Entwicklung  der  Karbonatkomplexe  erkennen.  Im  Unterapt 
beginnt  diese  Entwicklung  zunächst  mit  der  Herausbildung 
eines  ,, unreifen"  Plattformtyps,  charakterisiert  durch  das 
Fehlen  typischer  Riffstrukturen  mit  hermatypen  Gerüstbild- 
nern. Aus  ihnen  gehen  im  Oberapt  und  Unteralb  echte  Riff- 
komplexe hervor,  die  auf  tektonisch  exponierten  küstenfer- 
nen Stellen  als  Inselplattformen,  in  Küstennähe  als  Barriere- 
Riffe  entwickelt  sein  können.  Eng  verbunden  mit  dieser  fa- 
ziellen, aber  auch  Biotop-Entwicklung  ist  die  Evolution  der 
Riffbildner  bzw.  anderer  Flachwasser-Organismen.  Insbe- 
sondere die  fazies-sensitiven  Algen  und  benthonischen  Fo- 
raminiferen  lassen  deutliche  Verschiebungen  der  Evolutions- 
geschwindigkeit in  den  unterschiedlichen  Karbonatkom- 
plex-Typen erkennen.  In  den  ,, unreifen"  Bedoule-Plattfor- 
men  zeigen  insbesondere  die  Dasycladaceen  und  Großfora- 
miniferen  eine  hohe  Evolutionsgeschwindigkeit,  während  sie 
später  in  den  reifen  Riff-Karbonatkomplexen  des  Oberapt 
keine  wesentliche  Rolle  mehr  spielen.  Hier  setzen  dagegen 
mit  erhöhter  Diversität  die  Rotalgen  ein  und  erreichen  ihr  er- 
stes Maximum.  Neben  einer  Vielzahl  krustoser  Formen  tre- 
ten erstmals  in  größerem  Umfang  artikulate  Formen  auf 
(,, Flora  Vimport"). 

Schließlich  verdient  Beachtung,  daß  Karbonatplattformen 
sich  offenbar  bevorzugt  gegen  Ende  sedimentär-tektonischer 
Großzyklen  (Megasequenzen)  entwickeln.  Dies  trifft  hier 
zunächst  für  das  Ende  der  Megasequenz  1  zu,  in  geringerem 
Umfang  aber  auch  in  der  höheren  Oberkreide  des  basko-kan- 
tabrischen Kontinentalrandes,  mit  Ende  der  Megasequenz  2. 


3.3  MEGASEQUENZ  2,  UNTERER  TEIL  = 

2.  DELTA-PHASE 

(Abb.  9) 

Die  Grenze  Unteralb/Mittelalb  fällt  mit  einem  Maximum 
distensiver  Tektonik  (,,austrische"  Bewegungen)  zusammen, 
die  zu  einer  verstärkten  Ausdünnung  kontinentaler  Kruste  an 
den  Konttnentalrändern  des  Biskaya-Grabens  und-  im  Zen- 
tralgraben -  zu  einer  endgültigen  Trennung  der  Lithosphä- 
renplatten  geführt  haben  dürfte.  Die  Entwicklung  der  bereits 
bekannten  Horst/Graben-Strukturen,  Kippschollen  und 
Halbgräben  setzt  sich  zunächst  verstärkt  fort.  Die  tektoni- 
schen  Bewegungen  haben  vielfach  zu  Diskordanzen  geführt, 
die  gleichzeitig  einen  scharfen  sedimentären  Wechsel  markie- 
ren, den  Übergang  vom  transgressiven  höheren  Teil  der  Me- 
gasequenz 1  zur  stark  regressiven  Basis  der  Megasequenz  2 
(Abb.  9). 

Die  Sedimentation  der  Megasequenz  2  beginnt  im  Mittelalb 
der  zentralen  Basko-kantabrischen  Ketten  mit  grob-  bis  fein- 
klastischen Deltaserien  (,,Complexe  greseux  supra-urgoni- 
en"  Rat  1959)  als  unmittelbarer  Folge  der  „austrischen"  Re- 
liefversteilung. Im  äußersten  S  und  den  Keltiberischen  Ketten 
gelangen  gleichzeitig  mächtige  fluviatile  Serien  (,,Utrillas- 
Schichten")  zur  Ablagerung  (Saeftel  1960).  Im  Bereich  der 
Biskaya-Synkline  gehen  die  Deltaserien  allmählich  in  Prodel- 
ta-Tone und  veremzehe  Turbiditserien  über.  In  der  Deva- 
Synkline  im  äußersten  N  der  Basko-kantabrischen  Ketten 
werden  gleichzeitig  mächtige  Turbidite  (,,Flysch  noir  de 
Deva")  sedimentiert,  die  jedoch  Transportrichtungen  aus 
dem  N  erkennen  lassen  (?Landes-Block  oder  ein  weiteres  Ba- 
sement-Hoch).  Voort  (1964)  hatte  die  Existenz  eines  Bis- 
kaya-Massivs  vermutet.  In  der  Folgezeit  haben  sich  vor  allem 
Feuillee  (1967,  1971),  Aguilar  Tomas  (1971)  und  Reitner 
(1980,  1982)  mit  dem  Supra-Urgon  beschäftigt. 

Auch  im  Unteralb  paust  sich  die  Kippschollen-Morpholo- 
gie des  Untergrundes  in  der  allmählich  manifest  werdenden 
NW-SE-streichenden  Becken-  und  Schwellengliederung  des 
basko-kantabrischen  Kontinentalrandes  durch.  Die  Subsi- 
denz der  Becken  ist  zum  Teil  beträchtlich;  sie  kann  in  Mittel- 
und  Oberalb  bis  zu  4000  m  erreichen  (Abb.  17).  Weitgehend 
halten  sich  dabei  Subsidenz  und  Sedimentation  die  Waage. 
Auf  den  Schwellen  erfolgt  die  Absenkung  zunächst  langsa- 
mer, teilweise  (SE'  Aitzgorri-Massiv)  muß  sogar  mit  einem 
Auftauchen  der  Urgon-Plattformen  und  Verkarstung  ge- 
rechnet werden.  An  den  Kippschollen-Rändern  finden  sich 
zum  Teil  große  Olistostrome  von  Urgonkalken  verschiede- 
nen Alters  in  klastischem  Mittelalb  (z.  B.  mehrere  100  m 
große  Blöcke  am  W-Rand  des  Aitzgorri-Hochs). 

Karbonatfazien  finden  sich  im  Mittelalb  nur  vereinzelt,  so 
in  den  Randgebieten  im  E  (Lacunza/Sierra  de  Aralar,  Ramirez 
DEL  Pozo  1971)  oder  in  Form  geringmächtiger  Biostrome  im 
W  (Comillas,  Feuillee  1967,  1971). 

Der  generelle  transgressive  Trend  zum  Oberalb  ist  bereits 
in  den  hangenden  Partien  des  klastischen  Supra-Urgon  mit 
der  Bildung  von  Orbitolinen-Wackestones  (Abb.  9.1)  er- 
kennbar. Insgesamt  bleibt  dieses  1 .  Stadium  des  Supra-Urgon 
jedoch  durch  das  Vorherrschen  terrigenen  Inputs  und  siliko- 
klastischer  Turbidite  charakterisien  und  entspricht  damit  der 
2.  Delta-Phase. 


Abb.  9.     Profil  des  „Supra-Urgon"  der  Albeniz-Eguino-PIcUtform  im  SE  des  Aitzgorri-Massivs  (Prov, 
Alava).  Ziffern  1-6  s.  Abb.  8. 


223 


Die  einsetzende  räumliche  Differenzierung  wird  im  fol- 
genden 2.  Stadium  des  Supra-Urgon  deutlich  verstärkt.  Das 
in  Abb.  9  wiedergegebene  Faziesdiagramm  dieses  Zeitraums 
trifft  strenggenommen  nur  für  den  Bereich  der  Albeniz-Egui- 
no-Plattform  (Reitner  1980,  1982)  zu.  Sie  liegt  im  SE  des 
Aitzgorri-Sattels  (Abb.  4)  und  dürfte  der  größte  Riffkomplex 
des  Oberalb  sein  (Mächtigkeit:  500  m,  geschätzte  Ausdeh- 
nung: mehrere  100  km^).  Zu  ähnlichen,  ausgedehnten  flach- 
marinen Karbonatfazien  kam  es  während  des  Oberalb  auf 
Kippschollen  bzw.  Diapirdächern. 

Die  Organismenführung  dieser  Oberalb-Riffe  und  -Bio- 
strome weicht  von  der  des  Urgon  nur  geringfügig  ab:  die  Di- 
versität  der  Rotalgen  (Abb.  9.3)  ist  höher,  die  der  Dasyclada- 
ceen  wesentlich  geringer.  Als  wichtiges  neues  Faunenelement 
treten  in  den  Riffkem-Bereichen  vermehrt  Mg-Kalzit-Sklero- 
spongier  hinzu.  In  den  Lagunen  werden  Capriniden  (Caprina 
choffati:  Abb.  9.2)  häufig.  Auch  hier  hat  sich  infolgedessen 
kein  qualitativer  Wandel  vollzogen;  die  Faunen  imd  Floren 
der  Urgon-  und  Supra-Urgon-Riffe  sind  kontinuierlich  mit- 
einander verbunden. 

Um  so  schärfer  ist  der  Wechsel,  der  sich  im  höheren  Teil 
des  Albeniz-Eguino-Riffs  durch  Floatstone-Sedimentation 
(Abb.  9.4)  bemerkbar  macht.  Etwa  an  der  Oberalb/Vra- 
con-Grenze  deutet  sich  überregional  ein  deutlicher  sedimen- 
tärer Umbruch  an.  Er  ist  charakterisiert  durch  eine  konstant 
zunehmende  Subsidenz  bei  gleichzeitig  verstärkt  einsetzen- 
der ieinklastischer  Sedimentation.  Beides  wirkt  sich  beson- 
ders auf  den  Hochschollen  aus,  wo  die  Sedimentation  von 
Riffkarbonaten  ein  Ende  findet.  Die  Sedimente  der  Inselplatt- 
formen zeigen  retrograde  Zyklen.  Die  lokal  bereits  im  Vracon 
einsetzende  Mergelsedimentation  mit  Cephalopoden  und 
planktonischen  Foraminiferen  zeigt  offen-marine  Verhält- 
nisse an.  Das  beginnende  Biskaya-Spreading  (s.  Abschnin  2) 
zeigt  nun  erste  Auswirkungen  auch  auf  die  Schelfe. 

,,Sedimentary  Onload"  beginnt  jetzt  insofern  eine  Rolle  zu 
spielen,  als  nun  -  in  deutlichem  Zusammenhang  mit  ,,austri- 
scher"  tektonischer  Aktivität  -  Absenkung  und  Sedimentauf- 
last im  Bereich  der  Schelfe  zur  verstärkten  Mobilisierung  der 
Keupersalze  im  Untergrund  führen.  Im  höheren  Alb  ist  das 
erste  Maximum  dieses  einsetzenden  Diapirismus  erkennbar. 
Auch  auf  den  Diapirdächern  können  sich  im- Vracon  noch- 
mals kleinere  Riffplattformen  bilden,  die  -  bei  einem  Einbre- 
chen des  zentralen  Diapirbereichs  -  die  Struktur  von  Atollen 
besitzen  können.  Die  beim  Aufbrechen  der  Diapire  zu  erwar- 
tenden Ton-  und  Salzaustritte  beeinflussen  die  Organis- 
men-Diversität  deutlich  negativ.  In  den  zentralen  Lagunen 
werden  häufig  bioklastenfreie  Mudstones  (Loferite)  sedimen- 
tiert;  Rotfärbung  der  Sedimente  ist  verbreitet.  Diese  Diapir- 
Riffe  stellen  als  Reliktvorkommen  der  Urgon-Fazies  und  ih- 
rer Organismen- Vergesellschaftungen  letzte  Vorkommen 
dieser  Art  im  Bereich  der  basko-kantabrischen  Tröge  dar.  Sie 
werden  -  oft  von  Hartgründen  getrennt  -  ebenfalls  von  den 
pelagischen  Sedimenten  des  Unteren  Cenoman  überwältigt. 
Sie  dürften  überwiegend  ein  Vracon-Alter  haben.  Ein  gut  un- 
tersuchtes Beispiel  stellt  das  Caniego-Riff  am  N-Rand  des 
Diapirs  von  Villasana  de  Mena  dar  (Schröder  1980,  Reitner 
1982;  hier  Abb.  14). 

Im  Gegensatz  zur  erhöhten  Faziesdiversität  im  Oberalb  ist 

das  Untercenoman  von  beginnender  Faziesnivellierung  ge- 
kennzeichnet. Weite  Teile  des  basko-kantabrischen  Schelfs 


werden  nun  von  monotoner  Ton-  und  Mergelsedimentation 
erfaßt,  die  insbesondere  in  den  Becken  große  Mächtigkeiten 
erreicht.  Teilweise  knollige  Sideritlagen  sind  vielfach  einge- 
schaltet, untergeordnet  auch  karbonatische  Turbidite.  Ledig- 
lich im  Bereich  der  Deva-Synkline  hat  die  Sedimentation  sili- 
koklastischer  Turbidite  durch  das  Alb  hindurch  angehalten. 

Offen-marine  Bedingungen  werden  in  der  von  nun  ab  rei- 
chen pelagischen  Fauna  deutlich;  in  den  Mikrofaunen  domi- 
nieren planktonische  Forammiferen  (Abb.  9.5),  in  den  Ma- 
krofaunen Cephalopoden  und  Inoceramen.  Irreguläre  Echi- 
niden  sind  gleichfalls  weit  verbreitet  (Raabe  1965,  1966).  Da- 
mit sind  ideale  Voraussetzungen  für  die  biostratigraphische 
Korrelation  gegeben  (Wiedmann  &  Kauffman  1978). 

Megasequenz  2  und  insbesondere  der  hier  behandelte  tie- 
fere Teil  sind  durch  ihren  deutlich  transgressiven  Charakter 
gekennzeichnet,  der  der  globalen  Mittelkreide-Transgression 
(vgl.  Sliter  1976)  entspricht.  Im  Mittelalb  kann  sich  eine  2. 
Delta-Phase  entwickeln,  in  der  die  Absenkung  noch  durch  die 
Sedimentation  ausgeglichen  wird.  Der  starke  terrigene  Input 
und  die  gleichzeitig  zunehmende  Subsidenz  bedeuten  das 
Ende  der  urgonen  Riff-  und  Karbonatsedimentation,  die  nur 
noch  lokal  -  auf  Hochschollen  bzw.  Diapirdächern  -  günstige 
Bedingungen  fand,  um  noch  bis  zur  Cenoman-Basis  zu  persi- 
stieren. Im  Oberalb,  insbesondere  ab  Vracon  (Abb.  9)  setzt 
dann  eine  kontinuierliche  Eintiefung  des  basko-kantabri- 
schen Schelfs  ein,  die  bis  ins  Oberturon  anhält  und  während 
der  die  Sedimentation  nicht  mehr  mit  der  Absenkung  Schritt 
hält  (Abb.  17).  Die  pelagische  karbonatdominiene  Becken- 
sedimentation des  Mittelcenoman  (,,Flysch  ä  boules"  d. 
franz.  Autoren)  stellt  noch  einmal  einen  letzten  überregional 
verbreiteten  Marker-Horizont  dar  (Abb.  9.5)  und  wird  hier 
als  Begrenzung  zum  folgenden  höheren  Abschnitt  der  Mega- 
sequenz 2  verwandt.  Von  diesem  Zeitraum  ab  verläuft  die 
Entwicklung  der  ELnzelbecken  so  uneinheitlich,  daß  die  Wei- 
terentwicklung dieser  Becken  getrennt  abgehandelt  werden 
muß. 

Festzuhalten  bleibt,  daß  die  beschriebenen  Prozesse  am 
basko-kantabrischen  Schelf,  u.  zw.  die  ,,austrische"  Disten- 
sionstektonik  ebenso  wie  das  Einsetzen  der  Mittelkreide- 
Transgression  verursacht  werden  durch  einen  verstärkten 
Spreading-Event  im  Bereich  der  mittelozeanischen  Rücken, 
deren  Bildung  sich  im  höheren  Alb  auch  in  die  Biskaya  hinein 
verlagert  hat  und  hier  zu  einer  Trennung  der  Lithosphären- 
platten  geführt  haben  dürfte  (s.  Abschnitt  2).  Hervorzuheben 
ist  ferner,  daß  erst  die  Verstärkung  der  Subsidenz  ab  Oberem 
Alb  nun  auch  zu  einer  deutlichen  faunistisch/ floristischen  Zä- 
sur geführt  hat,  insofern  vor  allem  die  Gerüstbildner  der  Ur- 
gon-Riffbiotope  nachkommenlos  erlöschen  und  in  ihrer 
Mehrzahl  vergleichbare  Biotope  der  höheren  Kreide  nicht 
mehr  zu  besiedeln  vermögen.  Demgegenüber  setzt  während 
des  Alb  -  ohne  jeden  Zweifel  in  Abhängigkeit  von  der  weit- 
greifenden Mittelkreide-Transgression  -  eine  extreme  Plank- 
tonblüte (Foraminiferen,  Calcisphären,  Coccolithen)  ein,  die 
in  einer  erhöhten  Densität  dieser  Organismengruppen  zum 
Ausdruck  kommt. 


224 


3.4  MEGASEQUENZEN  2  (OBERER  TEIL)  -  4  = 

MAXIMALTRANSGRESSION  UND 

REGRESSIONS/KOMPRESSIONSPHASEN 

(Abb.  10-13) 

Für  die  weitergehende  Diskussion  scheint  es  sinnvoll,  die 
Megasequenzen  der  Oberkreide  und  des  Alttertiärs  zusam- 
menfassend zu  behandeln,  dafür  aber  eine  regionale  Tren- 
nung vorzunehmen  und  die  vier  wesentlichen  Sedimenta- 
tionsräume des  Basko-Kantabrikums  separat  zu  behandeln. 

Über  diesen  Bereich  liegen  zahlreiche  Vorarbeiten  vor,  von 
denen  hier  nur  eine  Auswahl  herausgegriffen  werden  kann: 
R.M  1959,  1982;  Mangin  1960;  Wiedmann  1960,  1962a, 
1962b,  1980a,  1982a,  1982b;  Herm  1965;  Feuillee  1967,  1971; 
Ramirez  DEL  Pozo  1971,  1973;  Rodrigo  &  Alvarez  1972; 
Kruit  et  al.  1975;  Wiedmann  &  Kauffman  1978;  Lamolda  et 
al.  1981;  Plaziat  1981  u.  a. 

3.4.1   Becken  von  Vitoria 
(Abb.  10) 

Im  Becken  von  Vitoria  (Abb.  4),  im  zentralen  Teil  des  bas- 
ko-kantabrischen  Schelfs,  werden  große  Mächtigkeiten  vor 
allem  der  mittleren  Oberkreide  akkumuliert.  Tieferer  und 
höherer  Teil  der  Oberkreide  sind  demgegenüber  unvollstän- 
dig entwickelt  (Abb.  10). 

3.4.1.1  Megasequenz  2,  oberer  Teil  =  Maximaltransgression 

Beginnend  mit  der  Fazies  des  ,,Flysch  äboules"  (Abb.  9.5) 
setzt  sich  hier  im  Mittel-  und  Obercenoman  die  Sedimenta- 
tion pelagischer  Mergel  fort.  Sie  zeichnen  sich  durch  reiche 
Foraminiferenführung  aus,  wobei  die  Planktonten  mit  bis  zu 
90%  Rotaliporen  deutlich  dominieren.  In  die  pelagische 
Grundsedimentation  sind  feinkörnige  Kalkturbidite  (Silt- 
und  Tonfraktion)  eingeschaltet  mit  Bankmächtigkeiten  um 
20  cm.  Die  Bänke  zeigen  eine  kugelig-knollige  Verwitterung 
(,,Flysch  ä  boules").  Ihre  Gradierung  ist  in  basalen  Siltlagen, 
Convolute  Bedding  und  Laminationen  (Tb-Td)  erkennbar, 
die  sich  -  ebenso  wie  massivere  Bänke  ohne  Sedimentstruktu- 
ren (Ta)  -  gut  in  das  Faziesmodell  für  feinkörnige  Turbidite 
(Piper  1978)  einordnen  lassen.  Slumping-Strukturen,  die  zu- 
mindest die  Hangrichtung  angeben,  lassen  einen  Transport 
von  NW  nach  SE  erkennen.  Schwarzschieferhorizonte  wei- 
sen auf  Stagnationsphasen  im  Becken  hin.  Die  Kalkturbidite 
enthalten  nur  selten  organische  Reste,  sind  aber  meist  so  stark 
durchwühlt,  daß  die  ursprünglichen  Sedimentstrukturen  oft 
nicht  mehr  erkennbar  sind. 

Das  Becken  von  Vitoria  kann  als  Intraschelf-Becken  gedeu- 
tet werden.  Eine  stärker  randliche  Position  läßt  das  Cenoman 
im  Räume  Murguia  erkennen,  vermutlich  bedingt  durch  eine 
erste  Aufwölbung  des  Murguia-Diapirs  (Abb.  3).  Hier  sind 
in  die  normale  Mergelsedimentation  Lagen  mit  Komponen- 
ten in  Arenitfraktion  eingeschaltet.  An  dieser  sind  insbeson- 
dere große  agglutinierende  Foraminiferen  (Lituoliden),  Pra- 
ealveolinen  und  Austern  beteiligt,  ebenso  wie  Extrakosten 
aus  Plattformsanden.  Beach-Rocks  in  diesen  Extraklasten 
scheinen  sogar  Auftauchphasen  im  Herkunftsgebiet  zu  do- 
kumentieren. 

Im  Turon  des  Beckens  von  Vitoria  wird  die  Sedimentation 
der  Kalkturbidite  abgelöst  von  geringmächtigen  pelagischen 


Kalken,  die  teilweise  Globotruncanen-Packstones  und 
-Wackestones  (Dkarinella,  Marginotruncana:  Abb.  10.1) 
darstellen.  Ein  im  Grenzbereich  Unter/Mittelturon  weit  ver- 
breiteter Hardgrund  (vgl.  Wiedmann  1975,  Taf.  1,  Fig.  1) 
dürfte  auf  das  Maximum  der  Transgression  hinweisen.  Das 
Obenuron,  das  weithin  bereits  wieder  regressive  Züge  trägt, 
ist  im  Becken  von  Vitoria  bisher  nur  ungenügend  charakteri- 
siert. Das  Turon  ist  überhaupt  in  zahlreichen  Profilen  sehr  ge- 
ringmächtig (z.  B.  am  Diapir  von  Murguia)  und  keilt  nach  N 
hin  aus,  während  es  nach  W  und  S  hin  rasch  mächtiger  wird 
(z.  B.  Bohrung  Castillo  5,5  km  S'  Vitoria). 

3.4.1.2  Megasequenz  3   =   1.  Regressions-  und  Kompres- 
sionsphase 

Diese  Megasequenz  umfaßt  den  Zeitraum  Coniac,  Santon 
und  Campan.  Sie  wird  von  einem  regressiven  Halbzyklus  ge- 
bildet, in  dem  es  zu  monotoner  pelagischer  Mergelsedimenta- 
tion kommt.  In  diese  Hintergrundsedimentation  sind  im  Co- 
niac grob-  bis  feinkörnige  Kalkturbidite  in  weiter  Verbrei- 
tung eingeschaltet  (Abb.  10).  Die  hier  nur  geringe  autoch- 
thone  Sedimentation  ist  von  den  allochthonen  Sedimenten 
nur  mit  Mühe  unterscheidbar.  Ein  Channel- Ausgang  ist  z.  B. 
bei  Guevara  (20  km  E'  Vitoria)  gut  aufgeschlossen.  Hier  be- 
trägt die  Bankmächtigkeit  maximal  40  cm  und  die  Größe  der 
Komponenten  erreicht  oft  mehrere  cm.  Von  Lage  zu  Lage  va- 
riabel enthalten  diese  Kalkturbidite  Reste  von  Austern,  Echi- 
nodermen,  Bryozoen,  Algen,  benthonische  (Lituoliden,  Mi- 
lioliden)  und  planktonische  Foraminiferen,  Ostrakoden, 
Gastropoden  und  eine  reiche,  sehr  diverse  Schwammfauna 
(überwiegend  Lithistiden  und  Choristiden,  seltener  hexacti- 
nellide  Formen). 

Die  Abnahme  der  Korngröße  von  W  nach  E  läßt  erkennen, 
daß  die  Turbidite  in  der  Beckenlängstachse  eingeregelt  sind. 
Slumping-Strukturen,  intraformationelle  Diskordanzen, 
synsedimentäre  Abschiebungen  und  Überschiebungen  wei- 
sen auf  einen  von  N  nach  S  geneigten  Hang  hin  und  damit  auf 
eine  Herkunft  des  Materials  von  einer  Karbonatplattform  im 
Bereich  des  Aitzgorri-Hochs.  Diese  Schüttungsrichtung  wird 
durch  Flutecasts  und  Dunes  gestützt.  Vereinzelt  treten  rote 
idiomorphe  Quarze  und  rote  Tonfetzen  auf,  die  möglicher- 
weise auf  durchbrechende  Triasdiapire  hinweisen. 

Im  Santon  setzt  die  Sedimentation  von  Kalkturbiditen  aus, 
die  pelagische  Entwicklung  (mit  Planktonanteilen  in  der  Fo- 
raminiferenfauna  von  etwa  60%)  dominiert.  Irreguläre  Echi- 
niden  sind  eine  häufige  Faunenkomponente  dieses  Fazies- 
raumes; sie  werden  ab  Obersanton  wieder  häufiger. 

Im  Mittelcampan  schalten  sich  lokal  bis  zu  30  m  mächtige 
Kalkarenite  und  Kalkrudite  ein.  Bei  diesen  handelt  es  sich  um 
Debris  Flows  und  Turbidite  von  ebenfalls  lokalen  Flachwas- 
ser-Biohermen. Sie  enthalten  häufig  rote  idiomorphe  Quarze, 
Quarzgerölle  und  rote  Tone,  die  erneut  auf  einen  Zusam- 
menhang zwischen  diesen  Biohermen  und  Diapirdächern 
hinweisen.  Nach  den  Biogen-Komponenten  handelt  es  sich 
dabei  meist  um  Austernbioherme.  Andere  Schüttungen  ent- 
halten Rotalgen,  Milioliden,  agglutinierende  (Lituoliden, 
Rheophaciden)  und  orbitoide  Großforaminiferen  und 
Schwämme  (Hexactinelliden,  Sklerospongier,  aber  hier  keine 
Lithistiden).  Extraklasten  von  Beach-Rocks  sind  ebenfalls 
verbreitet.  Die  mergelige  Hintergrundsedimentation  enthält 
noch  immer  Anteile  von  25  %  Planktonten  an  der  Gesamt-Fo- 


VITORIA 


Mikrof  azies 


Li  thologie 


PL  Foraminiferen-Wackesf. 


sed. 
Zykl. 


Zeit 


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Abb.  10.     Oberkreide/ Alttertiar- Profil  des  Vitoria-Beckens,  zentraler  Bereich  des  basko-kantabrischen 
Raumes.  Ziffern  1-6  s.  Abb.  8. 


226 


raminiferenfauna.  Dies  würde  auf  Ablagerung  im  tiefen  Sub- 
tidal  hindeuten. 

Der  regressive  Trend  der  Megasequenz  3  inält  im  Oberen 
Campan  an,  das  in  Form  fluviatiler  Sande  in  weiter  Verbrei- 
tung vorgelegen  haben  dürfte.  Leider  ist  es  im  Westen  des 
Beckens  von  Vitoria  nur  in  Form  einzelner  Erosionsrelikte 
erhalten  geblieben  (Abb.  10).  Ein  derartiges  Erosionsrelikt 
stellt  das  teilweise  erhaltene  Diapirdach  des  Murguia-Diapirs 
dar.  Allerdings  handelt  es  sich  hier  wiederum  um  eine  Sonder- 
fazies, eine  relativ  ausgedehnte  Karbonatplattform.  Der  Riff- 
schutt enthalt  an  organischen  Resten  vor  allem  Algen,  orbi- 
toide  Großforaminiferen,  Schwämme,  Korallen  und  Rudi- 
sten  (Abb.  10.2).  Dieser  ,,Oro-Kalk"  (v.  Stackelberg  1967) 
zeigt  regressiven  Charakter  und  wird  von  einem  im  höchsten 
Campan  progradierenden  Delta  zugeschüttet.  Diese  Delta- 
Schüttungen  des  Oberen  Campan  sind  zwar  überwiegend 
marin,  im  hangenden  Teil  der  Serie  treten  jedoch  auch  fluvia- 
tile  Rinnen,  Paläoböden  und  limnische  Ablagerungen  auf. 
Orbitoide  Großforaminiferen  und  Austernbioherme  besie- 
delten die  marinen  Bereiche  des  Deltas  (Abb.  10.3).  Der  re- 
gressive Trend  der  Megasequenz  3  ist  damit  deutlich  gewor- 
den. Er  führt  im  Vergleich  zur  einheitlichen  Fazies-Entwick- 
lung im  transgressiven  Cenoman  und  Turon  erneut  zu  erhöh- 
ter Fazies-Diversität.  Diese  wird  noch  erhöht  durch  auch  im 
Becken  von  Vitoria  spürbare  Diapirbewegungen,  die  eine 
Ursache  von  ,,subherzynischen"  Diskordanzen  im  höheren 
Teil  der  Megasequenz  darstellen.  Diese  Diskordanzen  sind 
aber  außerdem  ein  Ausdruck  1.  kompressiver  Bewegungen, 
die  mit  dem  gleichzeitigen  Ausklingen  des  Spreading  in  der 
Biskaya  -  bei  Fortsetzung  im  Atlantik  -  im  Zusammenhang 
stehen.  Nachlassen  der  Subsidenz  führt  schließlich  im  Ober- 
campan  zur  Anlage  einer  3.  Delta-Phase,  die  das  Maximum 
der  Regression  und  gleichzeitig  das  Ende  dieser  Megasequenz 
markiert. 


3.4.1.3  Megasequenz  4   =  2.  Regressions-  und  Kompres- 
sionsphase 

Die  Basis  der  vorliegenden  Megasequenz  ist  im  Becken  von 
Vitoria  von  einer  deutlichen  sedimentären  Ruptur  gekenn- 
zeichnet. Das  Maastricht  (Abb.  10)  ist  transgressiv  entwickelt 
und  überwiegend  marin.  Vereinzelte  Lagen  mit  Gipsknollen 
lassen  Verlandungstendenzen  vermuten.  Im  Maastricht 
überwiegt  die  Sedimentation  dolomitischer  Mergel  und  Kal- 
ke. Die  Kreide/Tertiärgrenze  liegt  in  einer  sandig-dolomi- 
tisch-mergeUgen  Folge.  Die  Fazies-Vielfalt  nimmt  weiterhin 
zu,  insbesondere  im  Paläozän  kommt  es  zu  extremen  lokalen 
Faziesvarianten:  Algenkalke,  Bryozoenkalke,  Lagunenkalke 
mit  Cyanophyceen-Onkoiden  u.  a.  Diese  Kalke  sind  weithin 
dolomitisiert  (,, Dan-Dolomite").  Eozän  folgt  teilweise  dis- 
kordant  und  stellt  einen  letzten  transgressiven  Puls  von  relativ 
weiter  geographischer  Verbreitung  dar.  Es  ist  weithin  einheit- 
lich als  Nummuliten-Alveolinen-Kalk  (Abb.  10.4)  ausgebil- 
det. 

Das  Ende  der  Megasequenz  4  ist  im  Becken  von  Vitoria 
nicht  erkennbar,  da  die  folgenden  Konglomerate  des  Oligo- 
zän  diskordant  übergreifen  (Abb.  10).  Diese  könnten  als  Me- 
gasequenz 5  bezeichnet  werden,  werden  aber  hier  nicht  be- 
rücksichtigt, da  sie  den  postorogenen  Sedimentationszyklus 
einleiten. 


Zusammenfassend  kann  festgehalten  werden,  daß  das  Bek- 
ken  von  Vitoria  ein  Intraschelf-Becken  darstellte,  in  dem  es  zu 
mächtiger,  aber  recht  monotoner  Sedimentation  von  Forami- 
'  niferen-Wackestones  (Abb.  10.1)  gekommen  ist.  Sedimenta- 
tion von  Kalkturbiditen  spielt  eine  nur  untergeordnete  Rolle. 
Maxima  tektonischer  Aktivität  liegen  im  Turon,  im  Grenzbe- 
reich Campan/Maastricht  und  an  der  Eozän/Oligozän-Gren- 
ze.  Sie  bedingen  die  Lückenhaftigkeit  des  Gesamtprofils 
(Abb.  10)  an  diesen  Stellen,  sind  aber  vor  allem  mit  intensi- 
vem Diapirismus  während  der  Oberkreide  verknüpft,  der 
eine  größere  Zahl  von  Sonderfazien  im  Bereich  des  Vitoria- 
Beckens  verursacht  hat.  Die  kompressive  Tektonik  der 
Oberkreide  wird  mit  beginnender  Subduktion  am  südkanta- 
brischen  Kontinentalrand  in  Verbindung  gebracht.  Die  tek- 
tonische  Aktivität  gipfelt  in  pyrenäischen  Bewegungen  an  der 
Eozän/Oligozän-Grenze,  die  zur  endgültigen  Heraushebung 
und  Auffaltung  des  basko-kantabrischen  Schelfbeckens  ge- 
führt haben. 

Der  transgressiven  Megasequenz  2  stehen  die  regressiven 
Sequenzen  3  und  4  gegenüber.  Dieser  regressive  Trend  be- 
dingt gleichzeitig  eine  Zunahme  der  Faziesdiversität  im 
Grenzbereich  Kreide/Tertiär,  parallel  auch  von  einem  An- 
stieg der  Faunen-  und  Florendiversität  begleitet.  Episodisch 
auftretende  Karbonatplattformen  enthalten  entweder  Milio- 
liden- Vergesellschaftungen  oder  solche  aus  Großforaminife- 
ren, Algen,  Korallen  und  mitunter  auch  Austern.  Sie  unter- 
scheiden sich  damit  qualitativ  deutlich  von  den  Rudisten-Or- 
bitolinen-Assoziationen  der  Urgon-Plattformen  (s.  Abschn. 
3.2).  Die  Mittelkreide-Transgression  der  höheren  Megase- 
quenz 2  hat  sich  für  diese  Assoziationen  letal  ausgewirkt: 
Orbitolinen,  Praealveolinen  und  zahlreiche  Urgon-Rudisten 
sind  der  Pelagisierung  nicht  nur  des  basko-kantabrischen 
Schelfs,  sondern  weiter  Schelfbereiche  überhaupt  zum  Opfer 
gefallen.  Demgegenüber  konnten  sich  mit  dem  Transgres- 
sions-Event  die  planktonischen  Foraminiferen,  Ammoniten, 
Inoceramen  und  irregulären  Seeigel  bevorzugt  entwickeln 
und  sind  im  vorliegenden  Sedimentationsraum  entsprechend 
dokumentiert. 


3.4.2  Biskaya-Sy nklinorium 
(Abb.  11) 

Lage  und  Verlauf  des  Biskaya-Synklinoriums  sind  aus 
Abb.  2^  zu  entnehmen.  Das  Kreide/Alttertiärprofil  und 
seine  Deutung  sind  in  Abb.  11  enthalten. 

3.4.2.1   Megasequenz  2,  oberer  Teil  =  Maximaltransgression 

Auch  im  Biskaya-Synklinorium  nimmt  der  transgressive 
Charakter  innerhalb  dieser  Megasequenz  kontinuierlich  zu. 
Die  stärker  sandige  Hintergrundsedimentation  des  höheren 
Alb  geht  mit  dem  Cenoman  in  eine  mergelige  Grundsedimen- 
tation über,  die  ±  unverändert  bis  ins  Alttertiär  andauert 
(Abb.  1 1 ).  Mit  der  Zunahme  feinkörnigerer  Sedimente  wer- 
den ab  Untercenoman  ebenfalls  feinkörnige  Turbidite 
(Abb.  1 1 .2)  sedimentiert.  Ab  PMittel/Obercenoman,  viel- 
leicht bereits  früher,  kommt  es  zur  Intrusion  i^nd  Extrusion 
von  Alkalimagmatiten.  Die  Intrusiva  stecken  teilweise  als  La- 
gergänge oder  größere  Intrusivkörper  im  Alb  und/oder  Ce- 
noman (z.  B.  bei  Zumarraga). 


OSTL.    BISKAYA-SYNKL 


Mikrofazies 


Plankt.  Foram  -Wackestone 


Wackest.  mit  großen  Extrakl. 


*-*■ 


Feinkörniger    Turbidit 


Orbitolina-Floatstone 


Abb.  11.     Oberkreide/Altteniär-Profil  der  Biskaya-Synkline.  Ziffern  1-6  s.  Abb.  8. 


228 


Bei  Aguineta  (10  km  N'  Zumarraga,  Prov.  Guipüzcoa) 
schalten  sich  im  Cenoman  zudem  grobkörnige  Kalkarenite 
und  Kalkrudite  ein.  Sie  enthalten  u.  a.  Rotalgen,  agglutinie- 
rende Großforaminiferen  (Lituoliden,  Orbitolinen: 
Abb.  11.1),  andere  benthonische  und  planktonische  Forami- 
niferen,  Austern-  und  EchinodermenschiU.  Die  Herkunft 
dieser  Kalkturbidite  ist  in  Seamounts  oder  nahe  gelegenen 
tektonisehen  Hochs  zu  suchen  (z.  B.  im  Bereich  des  Aitzgor- 
ri-Hochs). 

Im  Turon  dürfte  das  Maxmium  vulkanischer  Tätigkeit  an- 
zusiedeln sein  mit  der  Extrusion  von  mehreren  100  mvonPil- 
low-Laven,  vulkanischen  Aschen  und  Auswurfmaterial,  die 
vielfach  wiederum  von  Gängen  durchschlagen  sind 
(Abb.  11).  Vermutlich  haben  einzelne  Vulkane  die  Wasser- 
oberfläche erreicht  und  Inseln  gebildet.  Dies  hat  lokal  zur 
Bildung  vulkano-detritischer  Turbidite  geführt. 

Die  mergelige  Grundsedimentation  enthält  praktisch  nur 
Calcisphären  und  planktonische  Foraminiferen  (Abb.  1 1.4). 
Radiolarienführung  scheint  auf  feinkörnige  Kalkturbidite  be- 
schränkt zu  sein  (Abb.  1 1 .2).  Gegen  Ende  des  Turon  sind  die 
Maxima  der  Planktonführung  und  der  mittelkretazischen 
Transgression  erreicht.  An  dieser  Stelle  wird  die  Grenze  zwi- 
schen Megasequenz  2  und  3  gezogen. 

3.4.2.2  Megasequenz  3   =   1.   Regressions-  und  Kompres- 
sionsphase 

Die  mergelige  Grundsedimentation  setzt  sich  in  Coniac 
und  Santon  hinein  fort.  Ab  Campan  werden  im  E-Teil  des 
Biskaya-Synklinoriums  mächtige  Kalkturbidite  und  De- 
bris-Flows  (Abb.  11.3)  geschüttet.  Sie  enthalten  orbitoide 
Großforaminiferen,  Austern-  und  Rudistenschill.  Im  W-Teil 
des  Synklinoriums  baut  sich  u.  a.,  im  S  von  Guernica,  ein  kla- 
stischer Turbiditfan  vor.  Die  grobkörnigen  Turbidite  werden 
bei  gleichzeitiger  Abnahme  der  Korngröße  in  die  Becken- 
längsachse von  NW  nach  SE  eingeregelt.  Die  Turbidit-Sedi- 
mentation  geht  konform  mit  dem  Maximum  der  Delta-Pro- 
gradation im  Becken  von  Vitoria  und  kennzeichnet  wie  dieses 
das  Ende  dieser  Megasequenz. 


3.4.3  Deva-Synkline 
(Abb.  12) 

Die  Deva-Synkline  stellt  die  nördlichste  der  etwa  NW-SE- 
streichenden  Synklinen  dar  (Abb.  1-4),  von  der  allerdings 
nur  der  Südted  im  Küstenbereich  der  Provinzen  Guipüzcoa 
und  Vizcaya  onshore  erhalten  ist.  Abb.  12  zeigt  die  hier  inter- 
essierende Profilfolge. 

3.4.3.1   Megasequenz  2,  oberer  Teil  =  Maximaltransgression 

Schon  im  Alb,  also  im  tieferen  Teil  der  Megasequenz  2, 
weicht  die  Sedimentation  in  der  Deva-Synkline  deutlich  von 
der  Sedimentation  der  südlichen  Becken  ab  (vgl. 
Abschn.  3.4.1).  Sie  besteht  hier  aus  mehrere  100  m  mächti- 
gen Prodelta-Tonen  und  -Silten,  in  die  sandige  Prodelta-Tur- 
bidite  eingeschaltet  sind.  Gelegentlich  treten  mächtige 
Rutschhorizonte  hinzu,  die  einige  10er  m  mächtig  sind  und 
mehrere  100  m  Längsausdehnung  besitzen  (z.  B.  Raum 
Deva).  Bei  Ondarroa  schalten  sich  im  Küstenbereich  Kon- 
glomerate und  Brekzien  des  Oberalb  ein  (Voort  1964),  die  als 
Innerfan-Bereich  betrachtet  werden  können.  Die  Größe  der 
Komponenten  schwankt  zwischen  wenigen  cm  und  mehreren 
m.  Slumping-Stnikturen  und  Debris-Flows  sind  häufig.  Die 
Komponenten  bestehen  aus  Quarziten,  Kristallin-Material, 
Lyditen,  Sandsteinen,  Tongallen  und  Karbonaten 
(Abb.  12.1).  In  emzelnen  Lagen  sind  karbonatische  Fossilien 
(z.  B.  Korallen,  Sklerospongier,  Orbitolinen  u.  a.)  direkt  in 
die  Matrix  eingelagert.  Die  Schüttungsrichtung  dieser  Kon- 
glomerate weist  von  N  nach  S.  Als  Liefergebiet  bieten  sich 
zwei  Möglichkeiten  an:  (1)  Herkunft  von  einem  Basement- 
Hoch  (vgl.  Le  Danois-Bank  vor  Asturien,  Abb.  6b),  das  in 
den  heute  verschuppten  Schelf,  vor  der  nordspanischen  Küste 
einbezogen  wurde,  oder  (2)  Herkunft  vom  Landes-Block  im 
NE  (Abb.  5a). 

Im  Turon  folgen  planktonreiche  pelagische  Kalke  (Aichur- 
ri-Kalk,  Herm  1965).  Das  Maximum  der  Transgression  fällt 
mit  einem  Minimum  des  silikoklastischen  Einflusses  zusam- 
men und  damit  auch  mit  dem  Ende  dieser  Megasequenz. 


3.4.2.3  Megasequenz  4  =  2.  Regressions-  und  Kompres- 
sionsphase 

Mit  Beginn  dieser  Megasequenz  kommt  es  zur  Sedimenta- 
tion von  Mergeln  und  Mergelkalken  des  Maastricht,  die  von 
roten  Paläozän-Kalken  überlagert  werden.  Im  Oberen  Paläo- 
zän  und  bis  ins  Mitteleozän  werden  in  die  mergelige  Grund- 
sedimentation verstärkt  proximale  klastische  Turbidite  einge- 
lagert (Mir  et  al.  1971).  Damit  dürfte  hier  das  Ende  der  regres- 
siven Megasequenz  4  erreicht  sein. 

Mergel  und  Paläozän-Kalke  sind  durch  hohe  Planktonfüh- 
rung (Abb.  11.4)  ausgezeichnet.  Ammoniten  und  Inocera- 
men  stellen  das  vorherrschende  Megafaunen- Element  im  kre- 
tazischen Teil  des  Biskaya-Profils  dar.  Belemniten  fehlen  die- 
ser Folge  dagegen  völlig.  Auch  das  Biskaya-Synklinorium 
dürfte  aus  einem  Intraschelf-Becken  hervorgegangen  sein. 


3.4.3.2  Megasequenz  3=1.  Regressions-  und  Kompres- 
sionsphase 

In  die  überlagernden  Mergel  des  Coniac  und  Santon  schal- 
ten sich  zunächst  vereinzelt,  dann  verstärkt  Turbidite 
(Abb.  12.2)  ein.  Seine  maximale  Entwicklung  und  das  Maxi- 
mum silikoklastischen  Einflusses  erreicht  dieser  ,,Oberkrei- 
de-Flysch"  im  Oberen  Campan.  Die  Schüttungen  sind 
NE-SW  orientiert  (D.  Richter  1964,  Kruit  et  al.  1975). 

3.4.3.3  Megasequenz  4  =  2.  Regressions-  und  Kompres- 
sionsphase 

Das  Maastricht  ist  wiederum  in  Form  pelagischer  Kalke 
und  Mergel  entwickelt,  in  die  sich  nur  im  Obermaastricht 
vereinzelte  sandige  Turbidite  einschalten.  Unteres  Paläozän 
liegt  in  der  Fazies  roter  pelagischer  Kalke  vor,  wobei  die  Rot- 
färbung nach  Hanisch  (1978)  von  Diapir-Aufbrüchen 
stammt.  Es  wird  im  höheren  Paläozän  und  Eozän  von  mäch- 
tigen Turbiditen  des  ,,Tertiär-Flyschs"  abgelöst.  Damit  endet 
hier  die  Megasequenz  4,  jüngere  Sedimente  sind  nicht  be- 
kannt (Kruit  et  al.  1975,  van  Vliet  1978). 


DEVA 


Mikrofazies 


Plankt.  Foram-Wackestone 


Flankt.  Foram-  Packstone 


Lithologie 


i-F^nni-m-n  i^'^'ZTL'^T*. 


0^?OOÄ:0£X 


-~?~3Z-::cS>: 


■  II 1 1 1 1 1 1 1 1 1 .  i  ■ 


Ul.li.l.tU  U  U  U  LI  J-lJ-lXUmJ 


Grobkörniger    Turbidit 


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Floatstone 


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Zykl 


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Abb.  12.     Mittelkreide/ Alttertiär-Protil  der  Deva-Synkline.  Ziffern  1-6  s.  Abb.  8. 


230 


Auffallend  ist  die  sehr  hohe  Planktonführung  der  Maas- 
tricht/Paläozän-Mergel  und  -Kalke  (Abb.  12.3,  12.4)  und 
eine  relative  Häufigkeit  pelagischer  Megafossilien  im  Maas- 
tricht (Inoceramen,  Ammoniten).  Der  kritische  Faunen/Flo- 
renschnitt an  der  Kreide/Tertiärgrenze  ist  im  Profil  von  Zu- 
maya  (Prov.  Guipüzcoa)  bestens  zugänglich  und  mehrfach 
untersucht  (Herm  1965,  Wiedmann  1969).  Planktonische  Fo- 
raminiferen  und  Ammoniten  zeigen  in  den  letzten  Profilme- 
tern des  Maastricht  deudiche  Anzeichen  von  ökologischem 
Streß  (Zwergwuchs,  aberrantes  Wachstum),  für  den  es  jedoch 
in  der  kontinuierlichen  Beckenfazies  im  Grenzbereich  Krei- 
de/Tertiär keinerlei  Hinweise  gibt. 

Vor  allem  aber  weicht  die  Deva-Synkline  in  ihrer  Sedimen- 
tations-  und  Subsidenzgeschichte  deuriich  von  den  südlich 
anschließenden  Becken  ab.  Offen-marine  Becken-Sedimenta- 
tion blieb  hier  praktisch  während  der  gesamten  Oberkreide 
und  des  Ahteniärs  konstant  erhalten  (Abb.  12).  Erst  die  allen 
Bereichen  gemeinsame  post-eozäne  pyrenäische  Orogenese 
hat  dann  auch  hier  das  plötzliche  Ende  der  marinen  Sedimen- 
tation herbeigeführt  und  auch  dieses  Becken  über  die  Küsten- 
linie angehoben. 

Die  recht  unterschiedliche  Subsidenzgeschichte  von  Vito- 
ria-Becken,  Biskaya-Synklinorium  und  Deva-Synkline,  die 
in  sehr  unterschiedlichen  Fazien  zum  Ausdruck  kommt,  deu- 
tet auf  eine  Trennung  dieser  Becken  zumindest  ab  Alb  durch 
Schwellenbereiche  (Basement-Hochs)  hin.  Dies  wird  durch 
unterschiedliche  Richtungen  des  Sedimenttransports  bestä- 
tigt. Wie  bereits  zuvor  erwähnt,  haben  sich  die  Schwellen  als 
Basement-Hochs  schon  in  einem  frühen  Stadium  der  Gra- 
benbildung etwa  an  der  Jura/Kreidegrenze  gebildet.  Das 
Kippschollen-  und  Horst/Graben-Relief  des  originären  Gra- 
ben- und  späteren  Kontinentalrandes  hat  damit  die  Sedimen- 
tationsgeschichte dieses  Randes  bis  hin  zur  Orogenese  maß- 
geblich mitbestimmt. 


3.4.4  Becken  von  Altnavarra 
(Abb.  13) 

Eine  Sonderstellung  nimmt  das  Becken  von  ,, Altnavarra" 
(Wiedmann  1962a,  1962b,  1980a)  oder  Estella  (Abb.  13)  in 
seiner  marinen  Kreide-Entwicklung  ein.  Obwohl  auch  die 
verstärkte  Subsidenz  dieses  Beckens  mit  KippschoUen-Tek- 
lonik  (Reitner  1982)  und  damit  der  Öffnung  des  Bis- 
kaya-Ozeans  in  Verbindung  gebracht  werden  kann,  spielt  der 
Diapirismus  bei  der  Entwicklung  dieses  Beckens  eine  beson- 
ders große  Rolle.  Die  marine  Entwicklung  beginnt  hier  im 
Mittelalb,  also  mit  Megasequenz  2,  und  ist  in  ihrem  Fortgang 
insbesondere  von  den  Diapiren  Maestu  im  W  und  Estella  im  E 
beeinflußt  (Abb.  2,  3). 

Der  Estella-Diapir  wurde  im  Detail  von  Pflug  (1967)  un- 
tersucht, Beiträge  zur  Stratigraphie  von  Estella-Kreide  und 
-Alttertiär  lieferten  Mangin  (1960),  Wiedmann  (1960,  1962a, 
1980a),  Ramirez  del  Pozo  (1971),  Wiedmann  &  Kauffman 
(1978),  Lamolda  et  al.  (1981). 

3.4.4.1   Megasequenz  2  =  Maximaltransgression 

Die  marine  Sedimentation  setzt  im  höheren  Mittelalb  mit 
einer  700  m  mächtigen  Folge  von  Sandsteinen,  Siltsteinen  und 
Kalkareniten  ein.  Eine  parrezifale  Fauna  mit  Mesorbitolinen 


(M.  texana:  Abb.  13.1),  solitären  Korallen,  Austern,  regulä- 
ren und  irregulären  Echiniden  und  Krebsresten  deutet  auf 
eine  proximale  Delta-  und  Prodelta-Fazies  hin.  Eine  herma- 
type  Riffauna  konnte  sich  wegen  des  starken  terrigenen  Ein- 
flusses nicht  entwickeln. 

Im  tieferen  Oberalb  (mit  Hysteroceras  orbignyi)  wird  diese 
Fazies  von  Prodelta-Tonen  und  -Silten  mit  eingeschalteten 
Sideritknollen  abgelöst.  Diese  Sedimentation  hält  bis  ins  Un- 
tercenoman  (mit  Mantelliceras  hyatti)  an  und  erreicht  eine 
Mächtigkeit  von  1100  m. 

Erst  im  Mittelcenoman  erfolgt  dann  eine  rasche  Abnahme 
des  klastischen  Anteils.  Tonige  Mergel  bilden  eine  Calcisphä- 
ren-Spiculae-Wackestone-Fazies,  die  eine  diverse  pelagische 
Fauna  enthält,  insbesondere  planktonische  Foraminiferen 
(Rotalipora  cushmani),  Ammoniten  (Euomphaloceras  iner- 
me)  und  Inoceramen.  Das  Obercenoman  ist  in  Form  karbo- 
natdominierter Kalk/Silt-Turbidite  (Ta,  Tab,  sensu  Piper 
1978)  als  ,,Flysch  ä  boules"  entwickelt.  Die  weiterhin  zu- 
nehmende Subsidenz  wird  im  hohen  Planktonanteil  der  Mi- 
krofauna  deutlich  (Rotalipora  cushmani,  Whiteinella 
archaeocretacea).  Ammoniten  (Metoicoceras  geslinianum, 
Calycoceras  cf.  paucinodatum)  dominieren  weiterhin  in  der 
Megafauna.  Die  Gesamtmächtigkeit  des  Cenoman  erreicht 
1000  m. 

Die  gleiche  Litho-  und  Biofazies  setzt  sich  ins  Unterturon 
hinein  fort  (Vascoceras  sp.,  Jeanrogericeras  binicostatum, 
Schindewolfites  ganuzai,  Mytiloidesopalensis,  M.  mytdoides, 
Whiteinella  archaeocretacea) .  Demgegenüber  entwickeln  sich 
die  dunklen,  tonigen  Mergel  des  Mittel/Oberturons  durch 
allmähliche  Abnahme  der  Kalkbänke  als  Calcisphären-Pack- 
stone-Fazies  (Abb.  13.2).  Die  maximale  Entwicklung  pelagi- 
scher Faunen  (Calcisphären,  planktonische  Foraminiferen: 
Praeglobotruncana  helvetiva,  Marginotruncana  schneegansi, 
Ammoniten:  Fagesia,  Neoptychites,  Pseudaspidoceras  arma- 
tum,  Romaniceras  inerme  und  Inoceramen:  Mytiloides  sub- 
hercynicus,  M.  hercynicus)  deuten  auf  maximale  Transgres- 
sion  und  Wassertiefe  im  Oberturon  hin  (Wiedmann  1960, 
1964,  1 980a).  Die  Gesamtmächtigkeit  des  Turon  beträgt  etwa 
200  m. 

Von  Interesse  ist,  daß  im  höheren  Turon  gleichzeitig  auch 
eine  deutliche  Verschiebung  im  Spektrum  der  benthonischen 
Foraminiferen  erkennbar  ist:  Während  bisher  die  Kalkschaler 
dominierten,  überwiegen  nun  Sandschaler  bei  gleichzeitiger 
Änderung  des  Artenspektrums.  Dieses  ist  auf  primitive  Ver- 
treter der  Trochaminiden,  Textulariiden  und  Ataxophrag- 
miiden  beschränkt.  Kalkschaliges  Benthos  und  Planktonten 
können  außerdem  Anlösungserscheinungen  zeigen,  d.  h. 
Absenkung  bis  an  oder  sogar  unter  CCD  kann  angenommen 
werden. 

Für  eine  starke  Zunahme  der  Subsidenz  im  höheren  Teil  der 
Megasequenz  2  des  Beckens  von  Altnavarra  sprechen  außer- 
dem folgende  Trends  der  organischen  Entwicklung:  (1 )  Ablö- 
sung der  ungekielten  Formen  bei  den  planktonischen  Fora- 
miniferen zunächst  durch  einkielige,  später  durch  doppelkie- 
lige  Formen  mit  hohem  Gehäusequerschnitt  (Hart  &  Bailey 
1979);  (2)  Vormacht  ,,borealer"  Gattungen  gegenüber  medi- 
terranen Formengruppen  bei  den  Ammoniten  (Wiedmann 
1975,  1976,  1980a)  und  (3)  Häufigkeit  der  gleichfalls  als  ,,bo- 
real"  geltenden  Inoceramen  gegenüber  Austern.  Gleichwohl 
fehlen  aber  auch  hier  die  Belemniten  völlig. 


ESTELLA 


MESORBITOL/NA  -  WACKE5T0NE 


Abb.  13.     Mittelkreide/Alttertiär-Profil  des  Estella-Beckens.  Ziffern  1-6  s.  Abb.  8. 


232 


3.4.4.2  Megasequenz  3=1.  Regressionsphase,  hier  Diapi- 
rismus 

An  der  Turon/Coniacgrenze,  die  durch  die  Gattungen 
Romaniceras  und  Barroisiceras  eingegrenzt  werden  i\ann,  ist 
kein  wesentlicher  fazieller  Unterschied  gegenüber  dem  lie- 
genden Turon  erkennbar.  Allerdings  läßt  die  benthische  Mi- 
krofauna  (Regeneration  des  kalkigen  Benthos  und  Vorherr- 
schen der  Ataxophragmiiden)  den  Beginn  einer  regressiven 
Sequenz  erkennen.  Diese  Entwicklung  wird  im  Verlauf  des 
Coniac  durch  eine  deutliche  Zunahme  der  Karbonat-Sedi- 
mentation manifest.  Im  Mittelconiac  kommt  es  zu  einer  ra- 
schen Faziesänderung  durch  die  Ausbildung  einer  etwa  170  m 
mächtigen  flachmarinen  Karbonatplattform,  die  ein  Koral- 
len/Rudisten-Bioherm  darstellt.  Die  Entwicklung  dieser  nur 
lokalen  Plattform  steht  in  klarem  Zusammenhang  mit  dem 
Aufstieg  der  Diapire  von  Estella  und  Maestu  (Abb.  14, 
Abschn.  4).  Schüttungen  einer  Mikrobrekzien-führenden 
Packstone-Fazies  mit  restriktivem  Faunencharakter  in  randli- 
che Becken-Bereiche  deuten  eine  beginnende  Reliefverstei- 
lung an.  Im  Hangenden  der  Kalke  verstärkt  sich  die  mit  dem 
regressiven  Charakter  dieser  Sequenz  verknüpfte  Faziesdi- 
versität  weiterhin. 

Im  Südteil  des  Estella-Beckens,  bei  Oteo,  setzt  sich  die  re- 
gressive Entwicklung  konsequent  fort.  Dies  führt  hier  zur 
Bildung  eines  Schwellenbereichs,  der  bis  ins  unterste  Unter- 
campan  hinein  persistiert.  Demgegenüber  entwickelt  sich  im 
NE-Teil  von  Altnavarra,  bei  Zudaire,  eine  transgressive 
Phase  der  Sedimentation  heraus,  die  während  des  Obersanton 
durch  eine  Faunenassoziation  des  oberen  Bathyals  gekenn- 
zeichnet ist  (Dicarmella  u.  a.  Planktonten). 

Die  Schwellensedimente  im  S  bestehen  im  Zeitraum  Ober- 
coniac-Mittelsanton  aus  quarzreichen  Milioliden-führenden 
Grain-  und  Rudstones  (Abb.  13.3).  Diese  flachmarinen  Kar- 
bonatsande wurden  teilweise  im  vadosen  Bereich  zementiert 
und  stellen  z.  T.  Barren  am  Plattformrand  dar.  Für  das  Ober- 
santon ist  hier  eine  Gastropoden-  und  Milioliden  {Lacazina 
e/o«g«fijj- führende  Floatstone-Fazies  charakteristisch,  die 
einen  lagunären  Faziesbereich  repräsentiert.  Insgesamt  be- 
trachtet, fällt  die  Fauna  durch  deutlich  geringere  Diversität 
auf,  ein  Fehlen  hermatyper  Organismen  und  eine  große  Den- 
sität  bei  den  Milioliden.  Diese  Faktoren  weisen  in  ihrer  Ge- 
samtheit auf  Extrembiotope  hin,  wie  sie  in  restriktiven  La- 
gunen und  hypersalinen  Bereichen  anzutreffen  sind. 

Die  Schüttungen  dieser  Schwelle  lassen  sich  bis  in  den 
NE-Teil  des  Beckens  verfolgen.  So  stellen  die  Kalkbänke  des 
Oberconiac  (als  Spiculae-Packstones:  Abb.  13.4)  und  die  un- 
tersantone  Kalk/Mergel-Wechselfolge  in  diesem  Bereich  den 
distalen  Teil  dieser  Schüttungen  dar.  Im  hangenden  Obersan- 
ton entwickelt  sich  hier  eine  monotone  Folge  dunkler  Mergel; 
Campan  existiert  in  diesem  Beckenbereich  nicht  (Abb.  13). 

Demgegenüber  erreicht  das  Campan  im  W  Teil  des  Altna- 
varra-Beckens  Mächtigkeiten  von  bis  zu  1400  m.  Faziell  läßt 
es  sich  in  drei  Einheiten  gliedern:  Auf  knollig  verwitternde 
Kalke  (Spieulae-Wackestones)  und  Mergel  mit  reicher 
Schwamm-,  Echiniden-  und  Lamellibranchiatenfauna  des 
Untercampan  folgt  zunächst  ein  gebankter  Kalkarenit-Kom- 
plex  (aus  Orbitoiden-Peloidpack/grainstones),  der  mit  Orbi- 
toides  media  und  Siderolites  vidali  unterem  Obercampan 
entspricht.  Dieser  wird  im  höheren  Obercampan  von  tonigen 
Feinsanden,  Tonen  und  kieseligen  Sandsteinen  eines  aus  SW 


progradierenden  Deltas  abgelöst,  das  auch  hier  das  Maximum 
der  Regression  charakterisiert  (vgl.  Abschn.  3.4.1).  Resedi- 
mentierte  Triasgerölle  des  extrudierenden  Maestu-Diapirs 
sind  im  höheren  Campan  häufig. 

Wie  bereits  erwähnt  (Abb.  13),  keilt  das  Campan  nach  NE 
rasch  aus  und  fehlt  im  Raum  von  Zudaire  bereits  völlig.  Aller- 
dings dürfte  hier  zusätzlich  zum  primären  Ausdünnen  der 
Schichtfolge  noch  eine  Erosionsdiskordanz  des  transgressi- 
ven  Obermaastricht  hinzukommen.  Beide  Phänomene  sind 
als  Folge  des  endgültigen  Aufstiegs  des  Estella-Diapirs  zu  se- 
hen. 

3.4.4.3  Megasequenz  4   =   2.  Regressions-   und  Kompres- 
sionsphase, hier  anhaltender  Diapirismus 

Das  im  gesamten  Becken  von  Altnavarra  vorhandene,  etwa 
80  m  mächtige  Maastricht  besteht  im  W  Beckenteil  aus  kalki- 
gen und  kieseligen  Sedimenten,  die  wiederum  Triasgerölle 
führen.  Diese  klastische  Sedimentation  verzahnt  sich  ostwärts 
mit  einer  mehr  karbonatischen  Fazies.  So  besteht  das  im  E' 
Beckenbereich  diskordant  dem  Santon  auflagernde 
Obermaastricht  aus  gebankten  Flachwasser-Kalkareniten 
(Orbitoiden-Grain/Rud/Floatstones:  Abb.  13.5)  mit  einer 
reichen  Orbitoidenfauna  (Orhttoides  apiculata,  Omphalocy- 
dus  macroporus,  Lepidorbitoides  soaalis,  Clypeorbis  mamil- 
lata,  Siderolites  calcitrapoides) ,  mit  Bryozoen,  regulären 
Echiniden  und  Algen.  Diese  Kalke  stellen  ebenfalls  wieder 
Schüttungen  vom  Diapirdach  des  aufsteigenden  Estella-Dia- 
pirs dar.  Sie  werden  überlagert  von  weiteren  kalkigen  Sand- 
steinen und  siltigen  Mergeln,  mit  denen  das  Maastricht  endet. 
Hierüber  folgt  konkordant  im  gesamten  Beckenbereich  der 
Paläozän-Dolomit  (vgl.  auch  Abschn.  3.4.1).  Nummuli- 
ten/Alveolinen-Kalke  des  Mitteleozän  stellen  nochmals  einen 
transgressiven  Puls  im  Bereich  der  Megasequenz  4  dar,  die  mit 
höherem  Eozän  endet  und  auch  hier  diskordant  von  Konglo- 
meraten des  Oligozän  überlagert  wird.  Dies  entspricht  auch 
hier  der  Basis  der  postorogenen  Megasequenz  5. 

Die  hier  behandelte  Entwicklung  des  Beckens  von  Altna- 
varra läßt  sehr  deutlich  den  Einfluß  des  Salzdiapirismus  auf 
den  sedimentären  Ablauf  und  die  Subsidenzgeschichte  am 
basko-kantabrischen  Kontinentalrand  erkennen.  Sie  hat  da- 
mit repräsentative  Bedeutung  für  zahlreiche  andere  Bereiche 
des  Basko-Kantabrikums,  in  denen  Diapirismus  eine  zwar 
nicht  synchron  vergleichbare,  aber  doch  analoge  Rolle  ge- 
spielt hat  (vgl.  wiederum  Abschn.  3.4.1).  Auf  die  Bedeutung 
dieses  Diapirismus  wird  daher  im  folgenden  Kapitel  geson- 
dert eingegangen. 

Hier  bleibt  so  viel  festzuhalten,  daß  die  Tendenzen  der 
Subsidenz-Entwicklung,  d.  h.  der  transgressive  Charakter 
der  Megasequenz  2,  der  regressive  Trend  der  Megasequen- 
zen  3  und  4,  auch  in  der  Diapir-bestimmten  Entwicklung  des 
Estella-Beckens  angedeutet  sind,  aber  im  Detail  vielfach  vom 
Diapirismus  überprägt  werden.  Dies  mag  bereits  für  die  am 
S-Rand  des  basko-kantabrischen  Schelfs  nicht  zu  erwartende, 
ungewöhnlich  starke  Subsidenz  während  der  gesamten  Mega- 
sequenz 2  gelten.  Diese  kann  zwar  durch  verstärkte  Kipp- 
schoUen-Tektonik  und  die  Bildung  eines  Halbgrabens  (Reit- 
NER  1982,  Abb.  5)  erklärt  werden,  zusätzliche  Salzabreiche- 
rung  im  Untergrund  ist  jedoch  ebenso  wahrscheinlich. 

Die  aus  der  Entwicklung  von  Diapirdächern  abzuleitenden 
Sonderfazien  der  höheren  Oberkreide  beschleunigen  und  ver- 


233 


stärken  zwar  den  regressiven  Charakter  der  Megasequenz  3, 
die  sich  gleichzeitig  eintiefenden  Diapir-Randsenken  mit  ex- 
tremen Mächtigkeiten  und  transgressiver,  pelagischer  Fazies- 
und  Faunenentwicklung  verlaufen  diesem  Trend  jedoch  ent- 
gegen. Ebenso  müssen  hier  auch  Erosionshiaten  -  wenigstens 
zum  Teil  -  mit  Diapirbewegungen  in  Verbindung  gebracht 


werden.  Auch  die  organische  Entwicklung  paßt  sich  dieser 
Sonderentwicklung  an.  Das  bedeutet  aber  auch,  daß  das  Bek- 
ken  von  Altnavarra  während  seiner  gesamten  marinen  Ent- 
wicklung ab  Mittelalb  über  die  N'  Schwellenregionen  der 
Barranca,  der  Aitzgorri-  und  Amo-Antiklinen  mit  dem  offe- 
nen Biskaya-Ozean  in  Verbindung  gestanden  haben  muß. 


4.  DIAPIRISMUS  UND  SUBSIDENZ  DES  BASKO-KANTABRIKUMS 

(Abb.  3,  14,  15) 


Bedeutung  und  Rolle  des  Salzdiapirismus  am  Bau  der  atlan- 
tischen Kontinentalränder  ist  seit  langem  bekannt  (Mascle 
1977).  Nirgends  ist  dieser  Diapirismus  jedoch  unter  so  gün- 
stigen Aufschlußbedingungen  unmittelbar  analysierbar,  wie 
im  Bereich  der  Basko-kantabrischen  Ketten.  Lotze  (1955)  hat 
dies  erstmals  erkannt  und  auf  Zusammenhänge  mit  alten  Stö- 
rungssystemen (Diapirzone  Dax-Estella)  einerseits  und  der 
Sedimentauflast  andererseits  (Lage  der  Diapirkette  Villasana 
d.  M.-Orduha-Maestu-Estella  parallel  zu  Maximalmächtig- 
keiten der  tieferen  Oberkreide)  hingewiesen.  Brinkmann  & 
LOGTERS  ( 1 967)  legten  eine  erste  umfangreiche  Materialsamm- 
lung mit  Detailstudien  an  Einzeldiapiren  vor,  die  die  Bedeu- 
tung älterer  (z.  T.  herzynischer)  Störungssysteme  noch  un- 
terstrich (Pflug  1967),  aber  gleichzeitig  auch  fazielle  Sonder- 
entwicklungen durch  Diapirbewegungen  erkennen  ließ,  bis 
hin  zum  Nachweis  erster  Keuper-  und  Salinareruptionen  im 
Campan  (v.  Stackelberg  1967).  Wiedmann  (1980a)  hat  die 
Bedeutung  des  Diapirismus  für  die  Entwicklung  des  basko- 
kantabrischen  Kreidebeckens  erneut  hervorgehoben,  frühe 
Diapirbewegungen  bereits  im  Alb  und  Coniac  vermutet  und 
gleichzeitig  (op.  cit.,  Abb.  8;  hier  Abb.  3)  auf  Zusammen- 
hänge mit  NW-SE-streichenden  (untergeordnet  auch  NE- 
SW-orientierten)  tektonischen  Strukturen  hingewiesen. 
Neuere  Untersuchungen  lassen  erkennen,  daß  es  sich  hierbei 
nahezu  generell  um  Randstörungen  des  Kontinentalrandes 
und  seiner  Kippschollen  handelt  (Reitner  1982,  Wiedmann 
1982a,  1982b).  Gleichzeitig  wird  deudich,  daß  nicht  allein  die 
Sedimentauflast  die  Salzbewegung  verursacht  hat,  sondern 
daß  im  Gegenteil  Salzabwanderung  zu  den  Randstörungen 
zur  Bildung  von  Halbgräben  auf  den  Kippschollen  führte  und 
damit  gleichzeitig  zu  erheblicher  lokaler  Subsidenz  und  Se- 
dimentation. 

Neue  Untersuchungen  bestätigen  und  präzisieren  diese 
Vorstellungen  und  liefern  wesentliche  weitere  Details  über 
die  Zusammenhänge  von  Tektonik,  Subsidenz  und  Diapiris- 
mus am  basko-kantabrischen  Kontinentalrand.  Als  beson- 
ders interessant  erwiesen  sich  das  Studium  des  Caniego-Riffs 
am  Diapirrand  bei  Villasana  de  Mena  (Reitner  1982)  und  die 
Genese  des  Estella-Diapirs  (Schwentke  1983).  Ihr  Studium 
zeigt,  daß  zwar  eine  ±  kontinuierliche  Salzbewegung  wäh- 
rend der  gesamten  Oberkreide  angenommen  werden  kann, 
daß  diese  aber  trotzdem  zu  Zeiten  tektonischer  Maxima 
(,,austrisch",  ,,prägosavisch",  ,,subherzynisch"/,,intrago- 
savisch",  pyrenäisch)  gleichfalls  kulminiert  hat. 


4.1  DER  CANIEGO-KALK  ALS  DIAPIR-RIFF 

(Abb.  14) 

Aufsteigende  Salzdiapire  können  in  ±  deltaischen  Envi- 
ronments Hochgebiete  bilden,  auf  denen  sich  Flachwasser- 
Organismen  in  Form  von  Pinnacle-Riffen  ansiedeln  können. 
Während  dieses  Vorganges  kann  das  Diapirdach  aufbrechen 
und  ein  zentrales  Lagunen-Becken  entstehen,  das  mit  Ton 
und  Salinar  stark  verunreinigt  wird.  So  können  sich  Dia- 
pir-Atolle  mit  recht  spezifischen  Faunen/Floren-Gesellschaf- 
ten bilden.  Rezente  Beispiele  liefert  der  Schelf  der  U.S.  Golf- 
küste und  Mexikos  (Poag  1972,  Rezak  1977). 

Zwischen  Villasana  d.  M.  im  W  und  Alsasua  im  E  findet 
sich  auf  einer  W-E-orientierten  Linie  eine  Kette  von  post-ur- 
gonen  Riffen  des  höheren  Alb  (vgl.  Abschn.  3.3).  Seit  länge- 
rem interessierte  die  Frage,  ob  es  sich  hierbei  eventuell  um  die 
Dächer  von  Diapirembryonen  handeln  könnte.  Reitner 
(1980,  1982)  hat  diese  Frage  für  die  im  E  gelegenen  Riffe  nega- 
tiv beantwortet  und  für  ihre  Entstehung  ein  Kippschollen- 
Hoch  verantwortlich  gemacht.  Dies  trifft  jedoch  für  das  am 
Diapirrand  von  Villasana  de  Mena  gelegene  Caniego-Riff 
nicht  zu  (Schröder  1980).  Hier  ist  der  Zusammenhang  mit 
der  Bildung  einer  ersten  Diapirbeule  im  höheren  Alb  deutlich 
(Abb.  14).  In  der  klastischen  Grundsedimentation  des  Su- 
pra-Urgons  ist  hier  eine  Karbonatlinse  von  etwa  2,5  km  0  se- 
dimentiert  worden.  Sie  zeigt  eine  deutliche  Zonierung,  die  die 
Rekonstruktion  eines  Atolls  ermöglicht:  Debris-Flows  im  di- 
stalen Vorriff-Bereich,  ein  wahrscheinlicher  Riffkern  mit  ei- 
ner Skleraktinier-Stromatoporen-Algen-Boundstone-Fazies 
und  einer  folgenden  Acanthochaetetes-Wackestone-Fazies 
und  schließlich  eine  zentrale  Lagune  mit  einer  Rudisten-Lofe- 
rit-Fazies.  Autigene  Quarze  und  Keupersedimente  in  den 
Riffkarbonaten  deuten  auf  einen  ersten  Diapiraufbruch  hin. 
Dabei  handelt  es  sich  um  eines  der  ältesten  Diapir-Ereignisse 
im  basko-kantabrischen  Raum,  das  gleichzeitig  einen  Zu- 
sammenhang mit  der  bereits  erwähnten  ,, ausirischen"  tekto- 
nischen Aktivität  vermuten  läßt. 

Zu  erneuter  verstärkter  Diapirbewegung  durch  den  Villa- 
sana-Diapir  dürfte  es  im  Grenzbereich  Turon/Coniac  ge- 
kommen sein,  an  der  es  noch  einmal  zur  lokalen  Entwicklung 
von  Riffkarbonaten  gekommen  ist  (Blank  1983).  Die  bereits 
von  Lotze  (1960)  beobachtete  Mächtigkeitszunahme  insbe- 
sondere des  Cenoman  unmittelbar  N'  des  Diapirs  dürfte  auf 
die  Herausbildung  einer  Diapir-Randsenke  zurückzuführen 
sein. 

Diapir-Riff-Plattformen  sind  im  basko-kantabrischen 
Becken    vom    tieferen    Apt    an    (Mutiloa-Plattform,    vgl. 


234 


VILLASANA    DE    MENA  -   DIAPIR 
STADIUM    VRACON 


;Utrillas-Flüsse 


N 


»  ?     5  i\  IS 

/  o  o 


JR82 

Flufl-Rinnen 
Deltasande.  Rinnen 
Riffkalk 

Prodeltasilte.-tone 
Evaponle 


-ca  100  km- 


Abb.  14.     Entstehung  und  Faziesmodell  des  Caniego-Riffkalkes  am  Villasana  de  Mena-Diapir  (aus  REIT- 
NER  1982). 


Abschn.  3.2)  bis  ins  höhere  Campan  (Murguia-Diapir,  vgl. 
Abschn.  3.4.1.2)  zu  beobachten.  Meist  sind  jedoch  nur  die 
entsprechenden  Schüttungskörper  erhalten.  Eine  Ausnahme 
stellt  der  Oro-Kalk  im  Diapir  von  Murguia  dar  (v.  Stackel- 
BERG  1967),  der  noch  in  seiner  ursprünglichen  Struktur  und 
Lage  als  ehemaliges  Diapirdach  erhalten  ist  (Abb.  3). 


4.2  ENTWICKLUNG  DES  ESTELLA-DIAPIRS 

(Abb.  15) 

Bis  ins  Turon  unterscheidet  sich  die  Fazies-Entwicklung 
des  Altnavarra-Profils  (Abb.  13)  nicht  wesentlich  von  der  der 
angrenzenden  und  ebenfalls  mit  der  Öffnung  der  Biskaya  zu- 
sammenhängenden Becken.  Ab  Coniac  läßt  sich  dagegen  eine 
eigene  Becken-Entrsvicklung  erkennen,  die  von  der  Haloki- 
nese  stark  beinflußt  ist. 

Es  ist  anzunehmen,  daß  die  Keupersalze  bereits  in  der  Mit- 
telkreide mobilisiert  und  im  späteren  Diapirbereich  akkumu- 
liert wurden.  Ab  Mittelconiac  (Abb.  1 5a)  kommt  es  auf  diese 
Weise  zu  einem  lokalen  Doming  oder  ,, Salzkissenstadium" 
(Trusheim  1957).  Dies  führt,  obwohl  im  zentralen  Bis- 
kaya-Ozean  das  Spreading  noch  anhält,  zur  Schwellenbil- 
dung und  schließlich  zur  Entwicklung  einer  lokalen  Karbo- 
natplattform. Die  Auflast  dieser  Plattform  führt  im  Oberco- 
niac  und  Santon  (Abb.  15b)  zur  Salzabwanderung  in 
W-Richtung,  womit  sich  synchron  auch  die  Plattformbildung 
nach  W  verlagert.  Gleichzeitig  sinkt  der  E'  Beckenanteil 
durch  ,, Massenschwund"  (Trusheim  1957)  ab  und  erreicht 
Wassertiefen  des  Außenschelfs.  Im  W  bildet  sich  dagegen  die 
Hornillos-Atauri- Antikline  als  neuer  Schwellenbereich  her- 


aus. Sie  ist  das  Produkt  der  intrudierenden  Salze  der  Diapire 
von  Maestu  und  Santa  Cruz  de  Campezo  (Abb.  3).  Dieser 
letztere  ist  wahrscheinlich  nicht  extrudiert,  aber  durch 
BOUGUER-Anomaiie  nachgewiesen  (Carreras  Suarez  et 
al.  1978). 

Im  Obersanton  werden  im  Diapirdach  bereits  Verhältnisse 
des  Intertidals  bis  flachen  Subtidals  erreicht.  Die  Aufstiegs- 
bewegungen sind  von  Schüttungen  begleitet,  die  sich  mit  den 
Beckensedimenten  verzahnen. 

Im  Campan  entwickelt  sich  das  ,,Diapirstadium"  im  W- 
Teil  des  Beckens  weiter.  Im  Obercampan  kommt  es  erstmals 
zur  Extrusion  von  Keupermaterial,  das  zusammen  mit  mäch- 
tigen Campan-Sedimenten  in  sekundären  Randsenken  sedi- 
mentiert  wird  (Abb.  15c). 

Infolge  der  Mechanik  des  Salzaufstiegs  und  durch  gestei- 
gerte Salzmobilität  kommt  es  -  zusammen  mit  synchroner 
Kompressionstektonik  im  Obercampan  und  an  der  Krei- 
de/Tertiärgrenze -  zu  Salzaufstieg  im  E'  Beckenteil,  zur  Salz- 
abwanderung nach  SE  (Zufia-,, Halbdom")  und  schließlich 
im  Eozän  zum  definitiven  Durchbruch  des  Estella-Diapirs 
(Pflug  1967).  Auch  diese  Bewegungen  sind  von  Schüttungen 
vom  Diapirdach  begleitet. 

Ursache  der  großen  Mächtigkeitsschwankungen  im 
Campan  des  Beckens  von  Altnavarra  ist  die  Salzbewegung. 
Der  sich  nach  SE  verlagernde  Salzaufstieg  (Abb.  15d)  führt 
im  Maastricht  zur  Reduktion  dieser  Schichten,  teilweise  zur 
Erosion  des  Liegenden.  Währenddessen  werden  im  W  mäch- 
tige Delta-Sedimente  in  Randsenken  abgelagert.  Gleichzeitig 
verlagert  sich  mit  fortschreitender  Salzwanderung  die  Kü- 
stenlinie weiter  nach  S,  bis  schließlich  Maastricht  im  W  auf 
Campan,  im  E  auf  Santon  transgrediert. 


235 


W 

Diapir    von 
Maestu 


Salzautstieg 


.:;^MAASTRICHT 


-: : 

■ . — 

iÜ 

^?^^ 

Au  t  tauchbereich 


siltige       Mergel 


Kalkarenit 


Kalk, 
u  nge  ba  n  k  t 


Mergel 


0  Nl  A  C 


Abb.  15.     Entwicklung  der  Oberkreide  und  des  Diapirismus  im  Estella-Becken. 


Auch  in  der  Diapir-bestimmten  Subsidenzgeschichte  des 
Beckens  von  Estella  sind  damit  (Abb.  13,  16)  die  transgressi- 
ven  und  regressiven  Grundtendenzen  der  Sedimentation  der 
Megasequenzen  2—4  in  gleicher  Weise  entwickelt,  wie  auch  in 
den  übrigen  Oberkreidebecken.  Die  regressiven  Trends  wer- 
den sogar  durch  die  Entwicklung  der  Diapirdach-Karbonate 
noch  verstärkt.  Allerdings  wird  das  einheitliche  Bild  durch 
die  nicht  konforme  Subsidenz  von  Diapir-Randsenken  ver- 
fälscht. In  Diapirbereichen  kann  damit  der  normale  Subsi- 
denzverlauf  eines  Beckens  lokal  erheblich  abgewandelt  wer- 
den. 


Die  Bestandsaufnahme  der  Diapirdach-Sonderfazien  und 
aller  Diapir-Extrusionen  ist  noch  nicht  abgeschlossen;  aber 
schon  aus  den  bisherigen  Untersuchungen  wird  deutlich,  daß 
die  erkennbaren  Maxima  von  Diapirbewegungen  mit  entspre- 
chenden Maxima  tektonischer  Bewegungen  am  basko-kanta- 
brischen  Kontinentalrand  zusammenfallen.  Diese  Maxima 
liegen  im  Alb  (,,austrisch"),  im  Grenzbereich  Turon/Coniac 
(,,prägosavisch"),  im  Campan  (,,Subherzynisch"/,,intrago- 
savisch")  und  schließlich  im  Eozän/Oligozän-Grenzbereich, 
d.  h.  zur  Zeit  der  pyrenäischen  Orogenese. 


236 


5.  VERGLEICHENDE  SUBSIDENZGESCHICHTE 

(Abb.  16-18) 


Die  vorangehende  Diskussion  hat  verdeutlicht,  daß  auch 
die  Subsidenz-Entwicklung  am  basko-kantabrischen  Kontin- 
entalrand diskontinuierlich  abläuft  und  daß  dabei  ähnliche 
Stadien  oder  Phasen  durchlaufen  werden,  wie  an  den  Rändern 
des  zentralen  Nordatlantik  oder  am  Südatlantik  (Jansa  & 


WiEDMANN  1982,  WiEDMANN  1982a,  1982b).  Dies  ist  insofern 
interessant,  als  Nordatlantik,  Südatiantik  und  Biskaya  -  und 
damit  auch  ihre  kontinentalen  Ränder  -  unterschiedliches  Al- 
ter besitzen. 


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2    3    4    5    6 

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b 


Abb.  16.     Vergleich  der  basko-kantabrischen  Environmentkurven  (a)  mit  der  Kurve  globaler  Meeresspie- 
gelschwankungen (b)  (b  nach  Vail  et  al.  1977). 


237 


Um  einen  möglichst  objektiven  Vergleich  zu  ermöglichen, 
wurde  bei  der  Behandlung  des  Biskaya-Südrandes  neutral  von 
tektono-faziellen  Großeinheiten,  hier  Megasequenzen,  aus- 
gegangen. Diese  ermöglichen  nicht  nur  einen  objektiveren 
Vergleich,  sondern  zugleich  eine  bessere  Beschreibung  der 
Subsidenz-Phasen,  mit  denen  sie  weitgehend  zusammenfal- 
len. Vor  allem  wurde  Wert  darauf  gelegt,  die  Abhängigkeit 
dieser  Sequenzen  von  Tektonik,  Subsidenzgeschwindigkeit, 
eustatischen  Meeresspiegelschwankungen  und  nicht  zuletzt 
auch  von  der  Sedimentzufuhr  zu  beschreiben  und  soweit 
möglich  auch  den  Faunen-  und  Florenrespons  zu  berücksich- 
tigen. 

Dabei  sind  natürlich  (1)  die  Rifting-  und  Spreading-Ge- 
schichte  der  Biskaya  und  die  resultierende  Rotation  der  Iberi- 
schen Platte  und  (2)  die  jeweilige  Tiefenlage  des  Untersu- 
chungsgebiets auf  dem  Schelf  von  einiger  Bedeutung. 

So  wurde  zunächst  ein  eigenes  Modell  für  die  Geodynamik 
des  Biskaya-Raumes  während  Kreide  und  Alttertiär  entwik- 
kelt  und  zur  Grundlage  der  weiteren  Diskussion  gemacht.  Bei 
dieser  wurden  -  wo  erforderlich  -  Tröge  mit  eigener  Subsi- 
denzgeschichte  separat  behandelt.  Das  Ergebnis  ist  aus 
Abb.  16a  ablesbar,  in  der  die  rekonstruierten  Environments 
für  die  Einzelbecken  gesondert  aufgetragen  wurden  und  z.  T. 
erhebliche  Abweichungen  erkennen  lassen.  Dies  trifft  beson- 
ders für  Oberkreide  und  Alttertiär  zu,  während  die  Unter- 
kreide im  Untersuchungsgebiet  von  einem  einheitlichen  Sub- 
sidenztrend  beherrscht  ist. 

Nachzutragen  ist  hier,  daß  sich  zwei  wichtige  Subsidenz- 
Phasen  des  frühen  Rifting  bereits  im  Altmesozoikum  abspiel- 
ten, u.  zw.  zunächst  in  Zusammenhang  mit  der  frühen  Gra- 
benbildung des  Nordatlantik.  Es  sind  dies 

1.  das  frühe  Graben  Stadium  (Abb.  18  A)  mit  der  Abla- 
gerung von  kontinentalen  Redbeds  (Perm-Trias)  und  der 
In/Extrusion  alkaliner  Magmen  (Obertrias-Lias)  und 

2.  die  Evaporit-Phase  mit  der  Sedimentation  mächtiger 
Salze,  Gipse,  Anhydrite  und  Dolomite  (Keuper  und  Unter- 
lias:  Abb.  18B).  Diese  Salze  spielen  vor  allem  während  der 
Oberkreide-Entwicklung  des  Basko-Kantabrikums  eine  we- 
sentliche Rolle  (Abb.  18E-G). 

Im  überwiegend  epikontinentalen,  ab  Callovium  sogar  re- 
gressiven Jura  hat  sich  das  Rifting  im  Biskaya-Graben  nicht 
fortgesetzt.  Vor  allem  hat  sich  die  im  Südatlantik  ausgeprägte 
und  an  die  Evaporit-Phase  anschließende 

3.  Schwarzschiefer-Phase  mit  euxinischer  Becken- 
Entwicklung  (WiEDMANN  1982c,  Abb.  4)  in  der  Biskaya  nicht 
ausbilden  können,  es  sei  denn,  die  Ölschiefer-Sedimentation 
im  basko-kantabrischen  Pliensbach  (Dahm  1966)  entspricht 
dieser  Phase  der  Ozeanisierung.  Das  eigenthche  Biskaya-Rif- 
ting  findet  eine  zögernde  Fonsetzung  erst  im  Oberen  Jura,  in 
dem  eine  erneute  Phase  distensiver  Graben/Horst-  und  Kipp- 
schollentektonik zur  Sedimentation  der  transgressiven  Mega- 
sequenz  1  und  damit  zur  Entwicklung 

4.  einer  1  .  Delta-Phase(,,Wealden":  Abb.  18C)geführt 
hat.  In  dieser  Phase  werden  mächtige  Deltafächer,  kombiniert 
mit  limnischen  und  brackischen  Serien,  von  der  Meseta  im  S 
(Raum  Sedano,  Oxford)  nach  N  (Cabuerniga-Rücken,  Ti- 
thon) vorgebaut.  Im  Bereich  des  zukünftigen  Biskaya-Gra- 
bens  hält  die  Sedimentation  mit  der  Absenkung  Schritt.  An 
der  Le  Danois-Bank  vor  Asturien  werden  an  der  Jura/Krei- 


degrenze bereits  Beckensedimente  mit  Calpionellen  abgela- 
gert, während  sich  im  NE  das  stark  subsidierende  Parentis- 
Becken  entwickelt  (Biskaya- Aulakogen).  Wichtig  ist  festzu- 
halten, daß  Distensionstektonik  diese  Sedimentationsphase 
einleitet  und  das  Kippschollenrelief  anlegt,  daß  sich  durch 
Kreide  und  Alttertiär  bis  zur  endgültigen  Orogenese  weiter- 
entwickelt. E-W-gerichtete  Strukturen  (der  paläozoische  Ca- 
buerniga-  oder  Las  Caldas-Sattel)  konkurrieren  schon  jetzt 
mit  den  dominierenden  NW-SE-streichenden  Systemen,  wo- 
bei es  zweifellos  in  starkem  Maße  zu  einer  Wiederbelebung 
variszischer  Strukturen  gekommen  ist. 

Tektonische  Aktivität  im  Oberjura  bis  zur  Jura/Kreide- 
grenze sind  an  der  Peripherie  des  Nordatlantik  (Jansa  & 
WiEDMANN  1982),  im  Mediterrangebiet  (Wiedmann  et  al. 
1982c),  aber  auch  in  Norddeutschland  verbreitet  und  führen 
teils  zum  Zerbrechen  der  jurassischen  Karbonatplattformen, 
teils  zu  basinaler  Graben/Horst-Tektonik,  teils  sind  sie  mit 
früher  Halokinese  verknüpft.  Dies  alles  trifft  für  den  basko- 
kantabrischen  Raum  nicht  zu,  wo  statt  dessen  das  Rift-Sta- 
dium  neu  belebt  wird.  Die  Bewegungen  sind  ±  zeitgleich  mit 
Stilles  ,,jungkimmerischer"  Kompressionsphase. 

Dieses  1.  Delta-Stadium  wird  am  marokkanischen  Konti- 
nentalrand im  tieferen  Dogger  durchlaufen  (Wiedmann 
1982b,  Abb.  9C). 

Ostrakoden  und  Charophyten,  aber  auch  Bryozoen,  Mol- 
lusken und  Cyanophyceen  besetzen  die  Biotope  dieses  konti- 
nental/marinen Übergangsbereiches  und  ermöglichen  zum 
Teil  vorzügliche  Environment-Analysen  (Brenner  1976). 
Diese  Vergesellschaftung  erweist  sich  als  extrem  tolerant  und 
erfährt  keinen  qualitativen  Wandel,  weder  bei  der  Entwick- 
lung der  ,,Wealden"-Kleinzyklen,  noch  beim  Übergang  zur 

5.  Karbonatplattform-Phase  (Urgon).  Sie  entspricht 
dem  ebenfalls  transgressiven  oberen  Teil  der  Megasequenz  1 
und  hat  Apt/Unteralb- Alter.  Die  Entwicklung  von  Karbo- 
natplattformen ist  an  ein  komplexes  System  ökologischer  und 
tektonischer  Faktoren  gebunden.  Damit  mag  in  Zusammen- 
hang stehen,  daß  sie  sich  bevorzugt  in  der  Endphase  tektono- 
fazieller  Megasequenzen  bilden.  Im  basko-kantabrischen  Ur- 
gon ist  zudem  die  Entwicklung  von  ,, unreifen"  Plattformty- 
pen -  ohne  die  typischen  Riffstrukturen  mit  hermatypen  Ge- 
rüstbildnern -  zu  echten  Riffkomplexen,  die  als  Inselplatt- 
formen oder  Barriere-Riffe  in  Erscheinung  treten,  erkennbar. 

Damit  steht  in  unmittelbarem  Zusammenhang  die  Evolu- 
tion spezifischer  Flachwasser-Organismen.  Während  in  den 
,, unreifen"  Unterapt-Plattformen  Dasycladaceen  und  agglu- 
tinierende Großforaminiferen  dominieren  und  rasch  evolvie- 
ren,  sind  es  in  den  echten  Riffen  des  Oberapt/Unteralb  die 
Rotalgen  mit  krustosen  und  artikulaten  Formen. 

Grundvoraussetzung  für  die  Entwicklung  dieser  Phase  und 
ihrer  spezifischen  Biotope  ist  eine  Beendigung  oder  doch 
starke  Reduktion  der  terrigenen  Schüttungen  der  vorange- 
henden Phase,  wie  auf  der  anderen  Seite  das  Einsetzen  der  2. 
Delta-Phase  im  höheren  Alb  und  die  rasch  anschließende  Ma- 
ximaltransgression  im  Cenoman  eine  Weiterentwicklung  der 
Plattformkarbonate  unmöglich  machen.  Im  Gegensatz  zu 
den  begrenzenden  Delta-Phasen  ist  die  vorliegende  Phase 
durch  zunehmende  Subsidenz  gekennzeichnet,  hinter  der  die 
Sedimentation  jedoch  zurückbleibt. 

Ein  Vergleich  mit  den  ana/homologen  (?)  Karbonatplatt- 
formen am  marokkanischen  oder  angolanischen  Schelf  läßt 


238 


deutliche  Unterschiede  erkennen,  die  vor  allem  im  Unvermö- 
gen des  Biskaya-Schelfs  zu  sehen  sind,  eine  einheitlich  ge- 
schlossene Karbonatplattform  zu  bilden.  Dafür  stehen  am 
marokkanischen  Schelf  zwar  der  gesamte  Oberjura  (Wied- 
MANN  1982b,  Abb.  9E),  am  Angola-Schelf  jedoch  auch  nur 
Apt  und  Alb  zur  Verfügung  (op.  cit.,  Abb.  8D,  8  E).  Die  Ur- 
sache der  am  Biskaya-Schelf  abweichenden  Entwicklung  mag 
im  Anhalten  distensiver  Bewegungen  zu  suchen  sein,  die  im- 
mer wieder  zu  intermittierendem  Zerbrechen  der  Plattformen 
führten  und  als  deren  Folge  sich  das  Kippschollenrelief  des 
Kontinentalrandes  immer  wieder  durchpaust  (Abb.  2,  18D). 

6.  Eine  2.  Delta-Phase  fällt  am  basko-kantabrischen 
Kontinentalrand  mit  dem  unteren  Teil  der  Megasequenz  2  zu- 
sammen und  beendet  im  wesentlichen,  wie  bereits  erwähnt, 
die  Entwicklung  der  Karbonatplattformen.  Auch  dieser 
Übergang  ist  wiederum  von  starker  distensiver  Tektonik  be- 
gleitet, bei  der  sich  erneut  der  Vergleich  mit  Stilles  ,,austri- 
scher"  Phase  aufdrängt.  Hier  führt  sie  zu  verstärkter  Aus- 
dünnung kontinentaler  Kruste  an  den  Kontinentalrändern 
der  Biskaya  und  läßt  Verbindungen  zum  Spreading-Beginn  in 
der  Biskaya  erkennen.  Schließlich  ist  auch  der  erste  gehäufte 
Nachweis  von  Diapirbewegungen  auf  tektonische  Aktivität 
im  Alb  zurückzuführen,  die  überdies  auch  als  Ursache  der 
nun  eintretenden  Faziesdifferenzierungen  (Abb.  16a)  gelten 
muß.  Trotz  dieser  Faziesvielfalt  lassen  alle  Environmentkur- 
ven den  transgressiven  Charakter  der  Megasequenz  2  erken- 
nen, der  in  der  Maximaltransgression  des  Cenoman  und  Tu- 
ron  gipfelt. 


Da  die  Subsidenz  im  höheren  Alb  von  S  nach  N  abgestuft 
zunimmt  (kontinentale  Utrillas-Deltas  im  S,  marine  proxi- 
male supra-urgone  Delta-Fans  im  Vitoria-Becken,  Prodel- 
ta-Tone der  Biskaya-Synkline  bis  hin  zu  Turbiditen  der 
Deva-Synkline  im  heutigen  Küstenbereich),  kann  mit  einem 
Fortwirken  der  Kippschollen-Bewegungen  gerechnet  werden 
und  der  Entwicklung  selbständiger  Halbgräben  (Abb.  18  E). 
Aus  ihnen  gehen  schließlich  die  Synklinen  der  pyrenäischen 
Orogenese  hervor.  Dies  wird  bestätigt  durch  das  Fortbeste- 
hen von  post-urgonen  Inselplattformen  auf  den  trennenden 
Kippschollen-Hochs.  Auch  auf  Diapirdächern  kommt  es 
erstmals  zur  Bildung  von  Riffkarbonaten,  deren  Formenbe- 
stand sich  kaum  von  dem  der  echten  Urgon-Riffe  unterschei- 
det. Die  Entwicklung  der  Dasycladaceen  ist  weiter  rückläu- 
fig, während  die  Rotalgen  an  Diversität  zunehmen,  in  den 
Lagunen  die  capriniden  Rudisten  und  im  Riffkern  Mg-Kal- 
zit-Sklerospongier  neu  hinzutreten.  Diese  werden  auch  mit 
Änderungen  der  Wassertemperatur  im  höheren  Alb  in  Ver- 
bindung gebracht. 

Im  vom  Diapirismus  besonders  stark  beeinflußten  Sedi- 
mentationsbecken von  Altnavarra,  am  Rande  des  Ebro-Mas- 
sivs,  setzt  die  marine  Sedimentation  im  Mittelalb  ein  und  ver- 
läuft zunächst  analog.  Während  dieser  2.  Delta-Phase  hält  die 
Sedimentation  im  wesentlichen  wieder  mit  der  Subsidenz 
Schritt  (Abb.  17),  wobei  auch  die  Hochgebiete  in  den  einheit- 
lichen Subsidenztrend  einbezogen  sind.  Der  terrigene  Input 
in  die  Becken  ist  zum  Teil  beträchtlich. 


1000 


2000 


JR82 


Abb.  17.     Subsidenzkurven  der  Mittelkreidetransgression  des  Vitoria-Beckens.  Subsidenz  =  Sedimenta- 
tionsmächtigkeiten (nach  Reitner  1982). 


239 


7.  Erst  die  folgende  Phase  der  Maximaltransgres- 
sion  führt  zu  einem  völligen  faziellen  und  faunistisch/flori- 
stischen  Umbruch  an  der  Alb/Cenoman-Grenze.  Sie  ent- 
spricht dem  oberen,  weiterhin  transgressiven  Teil  der  Mega- 
sequenz  2.  Ihr  Charakteristikum  ist  ein  Andauern  der  Subsi- 
denz,  hinter  der  die  Sedimentation  nun  deutlich  zurückbleibt 
(Abb.  16,  17).  Sie  fällt  mit  einem  globalen  Meerfesspiegelan- 
stieg zusammen,  der  im  Turon  sein  Maximum  erreicht  (Sliter 
1976)  und  mit  verstärkter  Bildung  ozeanischer  Kruste  in  Ver- 
bindung gebracht  wird.  Hier  liegt  gleichzeitig  auch  das  Ma- 
ximum des  alkalinen  Oberkreide-Magmatismus,  der  im  we- 
sentlichen auf  das  Biskaya-Synklinorium  beschränkt  bleibt. 
Das  Biskaya-Schelfmeer  greift  nun  weit  auf  die  Meseta  über 
(WiEDMANN  1975).  Dies  führt  zu  einer  raschen  Abnahme  der 


im  Alb  noch  verbreiteten  terrigenen  Schüttungen  und  zu 
weitgehender  Faziesnivellierung  und  -pelagisierung.  Ledig- 
lich an  den  Beckenrändern  führt  verstärkte  Subsidenz  zum 
Einsetzen  mächtiger  silikoklastischer  Schüttungen 
(Abb.  18F). 

Der  globale  Charakter  dieser  Phase,  mit  der  der  junge  Bis- 
kaya-Ozean  und  auch  der  Südatlantik  nun  wieder  Anschluß 
an  den  Entwicklungsablauf  im  Nordatlantik  gewinnen 
(Tab.  1),  führt  zu  einem  ersten  drastischen  Wandel  auch  der 
Organismenwelt.  Mit  dem  endgültigen  Ende  der  urgonen 
Riff-Sedimentation  erlöschen  gleichzeitig  zahlreiche  der  bis- 
herigen Flachwasserbesiedler  und  kehren  in  vergleichbare 
Biotope  der  höheren  Oberkreide  nicht  mehr  zurück.  Dies  gilt 
ebenso  für  zahlreiche  Rudistengruppen,  wie  für  agglutinie- 


N 

BAY  OF  BISCAY 


GUIPUZCOA 


OLD 
ÄLAVA    NAVARRA   EBRO  HIGH 


AITZGORRI 
BAY  OF  BISCAY         FLYSCH   TROUGHS        -  7        HIGH 


PARENTIS 
BASIN 


MAASTRICHTIAN 


TURONIAN 


LAIE    ALBIAN 


APTIAN 


EARLY    CRETACEOUS 


ARMORICAN 
MASSIV 


EBRO  HIGH 


V^<^?cwirrK^-:? 


EARLY    JURASSIC 


A  TRIASSIC 

Abb.  18.     Entwicklungsphasen  des  basko-kantabrischen  Kontinentalrandes  (aus  WiEDMANN  1982b). 


240 


rende  Großforaminiferen  (Orbitolinen)  oder  kalkiges  Ben- 
thos  (Praealveolinen).  Demgegenüber  setzt  im  Oberen  Alb 
eine  Planktonblüte  em  (Foramimferen,  Calcisphären,  Cocco- 
lithen),  die  bis  ins  Oberturon  anhält  und  von  einer  ebenso  ra- 
schen Zunahme  pelagischer  Megafaunen  (Ammoniten,  Ino- 
ceramen)  und  irregulärer  Echiniden  (Mia-aster)  begleitet  ist. 
Auch  Litoralbiotope  enthalten  reiche  Ammonitenfaunen  (vor 
allem  pseudoceratitische  Nebenformen)  und  außerdem  ein 
reiches  Epi-  und  Endobenthos  (Exogyren,  Hemiaster,  erste 
Hippuriten). 

Wie  bereits  erwähnt,  handelt  es  sich  bei  dieser  Phase  um  ein 
globales  Ereignis,  das  mit  gleichen  oder  ähnlichen  Erschei- 
nungsformen auch  vom  marokkanischen  Schelf,  aus  dem 
Südatlantik  oder  dem  alpinen  Helvetikum  beschrieben  wer- 
den kann  (Tab.  1 ). 

8.  Die  hierauf  folgende  regressive  Megasequenz  3  (Co- 
niac-Campan)  kann  als  I.  Regressions-  und  Kompres- 
sionsphase bezeichnet  werden.  Lediglich  in  den  Turbidit- 
becken  im  N  muß  mit  einem  Gleichbleiben  der  Wassertiefe 
gerechnet  werden  (Abb.  16a).  Die  Schüttung  silikoklasti- 
scher  Turbidite  erreicht  nun  sogar  ihr  Maximum.  Dies  geht 
mit  einem  Ausklingen  des  Biskaya-Spreadings  -  bei  Fortset- 
zung der  Bildung  ozeanischer  Kruste  im  zentralen  Atlantik  - 
Hand  in  Hand  und  außerdem  mit  ersten  kompressiven  Bewe- 
gungen und  beginnender  Subduktion  am  Biskaya-Südschelf 
und  in  den  Pyrenäen.  Eine  unmittelbare  Folge  dieser  Bewe- 
gungen sind  neben  lokalen  Diskordanzen  erneut  verstärkte 
Diapirbewegungen.  Maxima  an  der  Turon/Coniac-Grenze 
und  im  Campan  lassen  wiederum  an  einen  Vergleich  mit 
,,prägosavischen"  und  ,,intragosavischen/subherzynen" 
Bewegungen  denken,  die  in  NW-Deutschland  gleichfalls  mit 
Halokinese  verknüpft  sind.  Die  1.  Regressionsphase  kulmi- 
niert im  Basko-Kantabrikum  in  einem  Deltavorstoß  des  hö- 
heren Campan  in  den  S'  Becken  und  in  erhöhter  Faziesdiver- 
sität  (vgl.  auch  Abb.  16a).  Es  besteht  auch  während  dieser 
Phase  völlige  Übereinstimmung  mit  der  Entwicklung  am  ma- 
rokkanischen Kontinentalrand  und  im  Südatlantik  (Wied- 
MANN  1982c;  hier  Tab.  1). 

Gleichzeitig  mit  dieser  1.  Regressionsphase  nehmen  so- 
wohl Plankton-Häufigkeit  als  auch  Ammoniten-Diversität 
deutlich  ab.  Das  Aussterben  der  Ammoniten  scheint  sogar 
bereits  vorprogrammiert.  Auf  Basement-Hochs  und  Diapir- 
dächern  im  N,  aber  ebenso  auch  in  den  S'  Randbereichen  be- 
ginnen sich  erneut  Karbonatplattformen  zu  entwickeln,  nun 
jedoch  mit  stark  verändertem  Formenbestand  (Austern,  orbi- 
toide  und  lacazinide  Großforaminiferen).  Auf  den  Diapiren 
etablieren  sich  zum  Teil  hypersaline  Extrembiotope.  Herma- 
type  Organismen  fehlen  weitgehend. 

Diapir-Randsenken  verlaufen  gegenläufig  (Abb.  16a)  zur 
Entwicklung  regressiver  Zyklen  mit  progradierenden  Syste- 
men. 

9.  Entsprechendes  gilt  für  die  letzte  marine  Megasequenz  4, 
die  hier  als  2.  Regressions-  und  Kompressionsphase 
ausgeschieden  wird  (Maastricht-Eozän).  In  Tab.  1  wurde  auf 
eine  Unterscheidung  verzichtet,  da  beide  Regressionsphasen 
eine  einheitliche  Geodynamik  und  ein  ähnliches  Erschei- 
nungsbild (Abb.  18  G)  aufweisen.  Bei  nachlassender  Sedi- 
mentzufuhr und  mäßiger  Subsidenz  kommt  es  auf  dem  bas- 
ko-kantabrischen  Schelf  allerdings  zunächst  zu  einer  erneuten 
schwachen  ,,Transgression"  des  Maastricht.  Sie  bringt  den  S' 


Beckenteilen  eine  erneute  kurzfristige  Faziesdifferenzierung 
(Abb.  16a),  den  Flyschtrögen  dagegen  eine  erneute  Pelagisie- 
rung  mit  der  Sedimentation  rein  pelagischer  planktonreicher 
Kalke  und  Mergel.  Die  Faziesdifferenzierung  im  S  äußert  sich 
in  der  Bildung  kleinerer  Bioherme  in  überwiegend  klastischer 
Grundsedimentation,  die  aus  unterschiedlichen  Organis- 
mengruppen aufgebaut  sind.  Der  transgressive  Puls  des  bas- 
ko-kantabrischen  Maastricht  kann  vielleicht  mit  einem  Nach- 
lassen der  Subduktion  am  Kontinentalrand  erklärt  werden. 
Der  Diapirismus  hält  weiterhin  an  und  dürfte  bei  den  erneut 
zunehmenden  kompressiven  Bewegungen  an  der  Kreide/Ter- 
tiär-Grenze (laramisch)  und  der  endgültigen  Orogenese  zwi- 
schen Eozän  und  Oligozän  (pyrenäisch)  einen  letzten  Höhe- 
punkt erreichen.  Die  Rotfärbung  der  Paläozänkalke  der 
Deva-Synkline  wird  mit  dem  Ausfließen  benachbarter  Dia- 
pire  in  Verbindung  gebracht  (Hanisch  1978). 

Die  weltweit  verbreitete  Regression  an  der  Kreide/Ter- 
tiär-Grenze ist  nur  im  Südteil  des  basko-kantabrischen  Bek- 
kens  und  in  den  Keltiberischen  Ketten  deutlich,  wo  es  bereits 
zur  endgültigen  Heraushebung  kommt.  In  den  N'  Synklinen 
setzt  sich  dagegen  die  pelagische  Sedimentation  ohne  erkenn- 
bare Zäsur  über  diese  Grenze  hinweg  fort.  Dennoch  ist  im 
klassischen  Grenzprofil  von  Zumaya  (Prov.  Guipüzcoa)  der 
Schnitt  in  der  Entwicklung  des  Mikro-  und  Nannoplanktons 
unvermindert  deutlich.  Ammoniten  und  planktonische  Fo- 
raminiferen  zeigen  allerdings  bereits  vor  Erreichen  dieser  kri- 
tischen Grenze  Zwergwuchs  und  Anzeichen  von  Gehäuse- 
Aberrans,  die  auf  eine  äußere  Stress-Situation  hinweisen. 

Im  weiteren  Verlauf  der  Megasequenz  nimmt  -  im  Paläo- 
zän  -  die  Zufuhr  silikoklastischer  Turbidite  vor  allem  in  den 
externen  Becken  erneut  stark  zu.  Die  mäßige  Subsidenzrate 
wird  nun  von  der  verstärkten  Sedimentationsrate  erheblich 
übertroffen.  Die  Sedimentation  endet  mit  der  endgültigen 
Heraushebung  des  basko-kantabrischen  Schelfs  im  höheren 
Eozän.  Es  kann  angenommen  werden,  daß  die  Entwicklung 
dieser  letzten  marinen  sedimentären  Phase  des  Basko-Kanta- 
brikums  weitgehend  von  der  im  Paläozän  wieder  verstärkt 
einsetzenden  Subduktion  am  Schelfrand  und  in  den  Pyrenäen 
abhängig  ist.  Allerdings  zeigt  der  Vergleich  mit  dem  marok- 
kanischen Schelf,  daß  synchron  auch  in  diesem  Bereich  die 
Heraushebung  erfolgt,  dort  jedoch  ohne  Subduktion 
(Tab.  1). 

Abb.  16a  verdeutlicht  sehr  gut  die  differenzierte  Subsidenz 
der  einzelnen  Kippschollen  des  Kontinentalrandes.  Diese 
Subsidenz  nimmt  von  S  (Vitoria-Becken)  nach  N  (Biskaya- 
Synklinorium,  Deva-Synkline)  deutlich  zu  und  ist  im  Becken 
selbst  nicht  mehr  erfaßbar.  Im  südlichsten  Küstenbereich  sind 
die  Oszillationen  naturgemäß  noch  besser  ausgeprägt.  Auch 
die  Verfälschung  des  generellen  Trends  durch  Diapirismus 
(Estella-Becken)  wird  erkennbar.  Das  Diagramm  läßt  damit 
erkennen,  daß  erst  kombinierte  Ozeanbecken/Kontinental- 
rand-Untersuchungen klare  Vorstellungen  über  die  Subsi- 
denzgeschichte  beider  Gebiete  vermitteln.  Besonders  interes- 
sant scheint  uns  außerdem  der  Vergleich  mit  der  globalen 
Kurve  relativer  Meeresspiegelschwankungen  (Vail  et  al. 
1977,  1980;  hier  Abb.  16b).  Hieraus  geht  hervor,  was  an  der 
Subsidenzentwicklung  des  Biskaya-Südrandes  ,,local  Noise" 
ist  und  was  -  auf  der  anderen  Seite  -  globalen  Tendenzen  und 
Prozessen  entspricht.  Globalen  Trends  entsprechen  ganz  of- 
fensichtlich die  transgressiven  Tendenzen  der  Megasequen- 


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zen  1  und  2,  d.  h.  präziser,  die  Urgon-  und  die  Maximaltrans- 
gression  der  Mittelkreide.  Nicht  befolgt  werden  dagegen  von 
der  basko-kantabrischen  Entwicklung  die  globalen  regressi- 
ven Phasen  im  höchsten  Berrias,  im  Apt  und  im  Türen.  Eben- 
falls unabhängig  verläuft  die  am  Südrand  der  Biskaya  bereits 
ab  Coniac  -  also  in  den  Megasequenzen  3  und  4  -  deutlich  re- 
gressive Entwicklung,  die  dann  zur  vollständigen  Heraushe- 
bung und  Auffaltung  an  der  Eozän/Oligozän-Grenze  führt. 
Während  im  hier  nicht  erfaßten  südlichen  Litoralgebiet  des 
basko-kantabrischen  Beckens  diese  Heraushebung  bereits 
früher,  an  der  Kreide/Tertiär-Grenze  erfolgt  und  damit  der 
globalen  Kurve  (Abb.  16b)  vollständig  entspricht,  ist  diese 
Entwicklung  in  den  nördlichen  Teilbecken  nicht  einmal  als 
Trend  erkennbar. 

In  Abb.  18  sind  noch  einmal  die  Hauptphasen  der  Subsi- 
denzentwicklung  am  Biskaya-Südrand  stark  vereinfacht  zur 
Darstellung  gebracht.  Tab.  1  stellt  dagegen  den  Versuch  dar, 
die  im  vorliegenden  Beitrag  beschriebenen  Subsidenzphasen 


des  basko-kantabrischen  Beckens  und  Kontinentalrandes  mit 
anderen  mesozoischen  und  insbesondere  kretazischen  Kon- 
tinentalrändern zu  vergleichen.  Dabei  wird  vor  allem  auf  die 
Unterschiede  der  Entwicklungstempi  abgehoben,  die  vor  al- 
lem beim  Vergleich  zwischen  Nord-  und  Südatlantik  deutlich 
sind,  zwischen  denen  die  Biskaya  in  mancher  Hinsicht  ver- 
mittelt. Zwar  beginnt  hier  das  frühe  Rifting  gemeinsam  mit 
dem  Nordatlantik  im  Perm,  setzt  sich  dann  aber  erst  wieder  ± 
zeitgleich  mit  der  Anlage  des  Südatlantik  im  obersten  Jura 
fort.  Mit  der  globalen  Mittelkreide-Transgression  haben 
trotzdem  alle  drei  Ozeane  den  gleichen  Entwicklungs-  oder 
,  ,Reife"-grad  mit  unserer  Phase  der  Maximaltransgression  er- 
reicht. Vergleiche  zur  Beckenentwicklung  der  alpinen  Tröge 
drängen  sich  auf,  sollen  aber  hier  zunächst  nur  zur  Diskussion 
gestellt  werden.  Vergleiche  mit  älteren  Orogenzonen  und 
jüngeren  Grabensystemen  liegen  auf  der  Hand,  sind  aber 
nicht  mehr  Gegenstand  der  vorliegenden  Betrachtung  (vgl. 
WiEDMANN  et  al.  1982c). 


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